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PRINCIPIOS DE GEOQUÍMICA (5531)

TEMA 5. Magmatismo y rocas ígneas

Temario:

I. Magma: Definición, Origen y Composición.

II. Diferenciación magmática.

III. Composición química y mineralógica de las rocas ígneas.

Prof. Grony Garbán G. (2013)

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 durantela cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión yCaptura.



I. Magma: Definición

El magma es el material de origen de las rocas ígneas. Se puede definir comouna mezcla de material rocoso fundido, cristales y gases, con un amplio rango decomposición química (predominantemente silicatada), el cual presenta una altatemperatura (en un rango entre 500 y 1200°C) y características físicas demovilidad (fluidez) de líquidos viscosos.

La lava es el magma que ha sido expulsado a través de ventanas volcánicas y elcual es accesible a observación directa.


cual es accesible a observación directa.



I. Magma: Origen

Aunque el Manto terrestre es fundamentalmente sólido, el magma se originaprincipalmente por la fusión parcial de material proveniente del Manto superior.De igual manera, y aunque menos significativamente, se puede generar magma apartir de la fusión de material de la Corteza inferior. Existen tres mecanismos quepueden explicar la fusión del Manto o la Corteza:

1) Aumento de la temperatura (gradiente geotérmico).


2) Descrecimiento de la presión.

3) Presencia de volátiles.



I. Magma: Origen1) 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 latemperatura. El decaimiento de elementos radioactivos (K, U, Th) es la principal causa quecontrola el aporte de calor. Sin embargo, un gradiente geotérmico “normal “ no explicaría, porsi solo, la fusión de material mantelar (ver figura)

Líquido


Fusión por aumentode la temperatura

Gradiente geotérmico oceánico“normal”

Sólido

Líquido

Incremento “anómalo” de temperatura



I. Magma: Origen

1) Aumento de la temperatura(gradiente geotérmico)Las manifestaciones másobvias de incremento local“anómalo” de la temperatura seda en los denominados PuntosCalientes .

El origen de estos puntoscalientes es controversial, pero


calientes es controversial, perogeneralmente se atribuye aprocesos que se dan agrandes profundidades, en labase del manto y quizásrelacionado con flujo de calorde corrientes convectivas delnúcleo líquido.

Mapa de ubicación de las principales zonasde “puntos calientes”



I. Magma: Origen2) Disminución de la presión

La disminución de la presión a una temperatura constante trae como consecuencia unadisminución 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 lafusión del material, debe existir una descompresión adiabática , siguiendo una ruta dedescompresión denominada “adiabata”. El proceso se conoce como fusión pordescompresión

Líquido


Sólido

Líquido



I. Magma: Origen

2) Disminución de la presiónEste proceso de descompresión adiabática “pura” es poco probable. Sin embargo unascenso 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 delmaterial mediante una fusión pordescompresión?


descompresión?



I. Magma: Origen

3) Adición de volátilesLa presencia de volátiles (H2O y CO2) en un sistema silicatado ejerce un efecto marcadosobre el punto de fusión del material. Para minerales anhidros se podría resumir la reacciónde fusión en un sistema de un componente como:

Sólido → LíquidoCon la incorporación de agua, se convierte en:

Sólido + H2O (vapor) → Líquido (acu)

El resultado de una adición de H2O en un sistema anhidro es la disminución del punto


El resultado de una adición de H2O en un sistema anhidro es la disminución del puntode fusión a una presión determinada . Debido a que a mayor presión se incrementa lasolubilidad del agua en la solución, el punto de fusión disminuye progresivamente mientrasaumenta la presión.

Considerando una composición específica para el manto (lherzolítica), se puede establecerque la cantidad de H2O en un material mantelar “normal” no excede en un 0,1 %. Sinembargo, en ambientes más hidratados (zonas de subducción, por ejemplo) se incrementa lapresencia de minerales como anfíboles y micas (flogopita).



I. Magma: Origen

3) Adición de volátilesEl efecto del H2O en la disminución del punto de fusión en sistemas silicatados ha sidosustanciado en numerosos experimentos bajo condiciones hidratadas.

Ecuación de Clapeyron

∆∆∆∆P/ ∆∆∆∆T = ∆∆∆∆S/ ∆∆∆∆V


“Solidus” de peridotita anhidracomparado con “solidus” en variosexperimentos de peridotitas saturadascon H2O



I. Magma: Origen

3) Adición de volátilesLos requerimientos para que ocurra la fusión en sistemas lherzolíticos deben ser:

a) H2O libre, no enlazado a los mineralesb) T/P suficientes para fundir la lherzolita en condiciones de saturación de H2O

En que punto(s) deldiagrama se cumplen los


Diagrama esquematizado donde semuestra el solidus de lherzolitasaturada, curvas de deshidratación deanfíboles y flogopita y los gradientesgeotérmicos de océanos y escudos

diagrama se cumplen losrequerimientos antesmencionados?



I. Magma: Origen

Sitios tectónicos donde pueden ocurrir formación de magma p or fusión de manto ocorteza


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PREGUNTAS PREGUNTAS



I. Magma: Composición

La composición inicial del magma (magma primario o parental) se encuentra condicionadapor dos factores:

a) La composición de la roca fuente o material parentalb) El grado de fusión parcial

En términos generales, si ocurre la fusión de un material mantelar (peridotítico) se obtiene unmagma máfico/basáltico. Si por el contrario ocurre la fusión de un material continental seobtiene un magma mas félsico.


obtiene un magma mas félsico.

La transformación o modificación del magma parental se da por un proceso conocido comoDiferenciación Magmática, el cual será discutido en próximas láminas.

Volumétricamente, la generación de magma parental se puede ver representada por lafusión de material mantelar y la evolución del material fund ido, por lo cual en elpresente apartado se desarrollara los conceptos asociados a la generación demagmas basálticos .




Principales magmas basálticos:

En las cuencas oceánicas se generan principalmente tres tipos de magmasbasálticos: TOLEÍTICO , ALCALÍNO y CALCOALCALINO

Magma Toleítico. Se genera en las dorsales oceánicas a poca profundidad (entre 15 y30 km de profundidad) como consecuencia de la fusión parcial de las peridotitas delmanto. El magma llega a las capas superficiales rápidamente, por lo que no hay tiempopara su evolución o diferenciación. Forma basaltos toleíticos y gabros.


para su evolución o diferenciación. Forma basaltos toleíticos y gabros.

Magma Alcalino . Es un magma rico en metales alcalinos, especialmente sodio y potasioque se genera a partir de la fusión parcial de peridotitas en zonas profundas. Sueleaparecer en ambientes de rift continental y puntos calientes a una profundidad de entre30 y 70 Km. El ascenso de los magmas desde la profundidad en la que se generanproporciona el tiempo necesario para que se produzca su diferenciación. Origina basaltosalcalinos, traquitas, riolitas entre otras rocas.

Magma Calcoalcalino. Se forma por fusión a gran profundidad (100 a 150 km) de lacorteza oceánica subducida . Son magmas que no ascienden a la superficie por reglageneral debido a la profundidad en la que se forman, existiendo bastante tiempo para sudiferenciación. Este magma origina andesitas , riolitas , dioritas y granitos .




Principales magmas basálticos:


Generación de magmas basálticos y su relación con los sitios tectónicos




Series magmáticas: grupo de rocas que comparte una característica química omineralógica común y que muestran un patrón consistente de variación quesugiere una relación genética

(a) (b)


Diagramas que representan las distintas series magmáticas (Toleítica y Calcoalcalina): (a) Saturación ensílice; (b) AFM




Volcanismo en dorsales oceánicas y en zonas de intraplacas oc eánicas

MORBs: Son basaltos que segeneran en las dorsalescentrooceánicas por ascenso dematerial mantelar fundido.Pueden ser “empobrecidos” (N-MORB) o “enriquecidos” (E-MORB o P-MORB)


MORB o P-MORB)

OIBs: Son basaltos que segeneran en las zonas deintraplacas oceánicas por efectoprincipal de puntos calientes




MORBs: Son basaltos que segeneran en las dorsalescentrooceánicas por ascenso dematerial mantelar fundido.Pueden ser “empobrecidos” (N-MORB) o “enriquecidos” (E-MORB o P-MORB

Volcanismo en dorsales oceánicas y en zonas de intraplacas oc eánicas


MORB o P-MORB

OIBs: Son basaltos que segeneran en las zonas deintraplacas oceánicas por efectoprincipal de puntos calientes


PREGUNTAS PREGUNTAS




Generación de basaltos de un Manto químicamente uniforme

Aunque la composición química del mantose puede asumir como constante (mantolherzolitíco), la composición mineralógicavaría con la profundidad (ver figura ).

Debido a que las fases minerales poseendiferentes puntos de fusión, no es la mismaSólido


diferentes puntos de fusión, no es la mismacomposición la del “primer fundido” parcialde una lherzolita plagioclásica que la del“primer fundido” parcial de una lherzolitagranatífera.

Evidentemente un fundido “total” seríaidéntico ya que todos los componentespasaría al líquido.

Sólido




Generación de basaltos de un Manto químicamente uniforme

Olivino

Peridotitas

90

Dunita

ClinopiroxenoOrtopiroxeno

Lherzolita

Websterita

Orthopiroxenita

Clinopiroxenita

Olivino Websterita Piroxenitas

40

10

10

Diagrama de clasificación de rocas ultramáficas (faneríticas) según la Unión Internacional de CienciasGeológicas (IUGS)

15

10

Basaltos toleíticos


TEMA 5. Magmatismo y rocas ígneasI. Magma: ComposiciónGeneración de basaltos de un Manto químicamente uniforme

% TiO2

5

00.0 0.2 0.4 0.6 0.8

Dunita

Harzburgita

Lherzolita

Residuo


Extracción de un fundido parcialbasáltico en una Lherzolitagranatífera (Mussett, 1993)


TEMA 5. Magmatismo y rocas ígneasI. Magma: ComposiciónGeneración de basaltos de un Manto químicamente uniforme

Prof. Grony Garbán G. (2013) Productos de la fusión parcial de pirolita a distintas presiones (Green y Ringwood, 1967)




Modelo de Manto químicamente heterogéneo

Aunque el modelo del manto químicamente homogéneo provee una solución simple a lageneración de las series magmáticas (mediante cristalización fraccionada, fusión parcial ocomposición de fluidos), existen algunos aspectos que no han podido ser explicados.

LREE depletedFraccionamiento de REEen materiales que


LREE depleted

or unfractionated

LREE enriched Distribución de REE (normalizadofrente a condrito) en xenolitosultramáficos. Existencia dematerial “enriquecido” y“empobrecido” en LREE

en materiales quedeberían serquímicamentehomogéneos?





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 convecciónde doble capa del Manto(Winter, 2001)





propiciado por manto inferior “enriquecido”


propiciado por manto superior “empobrecido”


PREGUNTAS PREGUNTAS



II. Diferenciación Magmática

DefiniciónEs el proceso por el cual un magma es capaz de diversificarse y producir un magmao una roca de diferente composición. Contempla dos procesos esenciales:

A. Creación de una composición diferente entre una o más fases, como elementode 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


B. Preservación de las diferencias químicas creadas en la parte (A) porsegregación de distintas “porciones químicas”, ubicándolas en sistemasseparados. El Fraccionamiento es el proceso físico que permite que diferentesporciones (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




Mecanismos de diferenciación magmática:(A) Fusión parcial: este proceso, que es el principal responsable de generardiferentes magmas, ocurre cuando solo una porción del sólido se funde (presencia defases minerales con distintos puntos de fusión)

•Fusión parcial en equilibrio :


•Fusión parcial en equilibrio :series de líquidos producidos porestados sucesivos de fusionesparciales en equilibrio .

•Fusión fraccionada: la fusiónparcial no es un proceso continuo.Puede existir incremento en latemperatura de la cámaramagmática




Mecanismos de diferenciación magmática:(B) Cristalización fraccionada: es considerado el mecanismo más dominante en ladiferenciación de la mayoría de los magmas. Se fundamenta en la cristalización defases minerales a distintas temperaturas

•La composición de los cristaleses diferente a la del magma(original y residual)


(original y residual)

•La composición química delmagma varía con la cristalización(distinta composición del magmaresidual comparada al magmaoriginal)

•Los minerales con mayor puntode fusión, cristalizan primero (VerSerie de Bowen)




Mecanismos de diferenciación magmática:(B) Cristalización fraccionada:





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 encristalizar) suele ser mayor que la del magma que cristalizan. Esto permite unadistribución selectiva por densidades.


B. Filtrado por presión: si una mezcla de cristales y líquido es sometido a un estréscompresional, el líquido será expulsado de la mezcla y se separará de loscristales.

C. Segregación por flujo: diferentes velocidades de cristalización en flujos demagma que se desplazan por diques o fracturas. Mayor velocidad en elcentro/menor velocidad en los bordes.




Mecanismos de diferenciación magmática:(C) Inmiscibilidad de líquidos:

Durante la cristalización de un magma, la composición del líquido remanente y latemperatura cambia. Se puede dar las condiciones para que se formen dos líquidosinmiscibles (formación de solvus). En la naturaleza, se encuentra limitado acondiciones particulares:

A. Separación de líquidos “graníticos” y “basálticos” en series basalticas toleíticas


A. Separación de líquidos “graníticos” y “basálticos” en series basalticas toleíticasricas en Fe.

B. Separación de líquidos ricos en sulfuros de magmas silicatados saturados ensulfuros.

C. Separación magmas silico-alcalinos de magmas carbonáticos en magmasaltamente alcalinos ricos en CO2




Mecanismos de diferenciación magmática:(D) Transporte de volátiles:

Durante niveles “someros” de cristalización magmática (etapas avanzadas decristalización magmática), los volátiles pueden ser separados del líquido (ebulliciónretrograda), por lo que quedan excluidos de las fases cristalinas. La separación devolátiles puede ser asociado con el fraccionamiento de ciertos elementos entre lafase líquido-vapor. Elementos como H2O, Na, K, S, CO2, B, P, F y Cl sonpreferentemente incluidas en la fase de vapor.


preferentemente incluidas en la fase de vapor.

PegmatitasCavidades miaroliticas




Mecanismos de diferenciación magmática:(E) Mezcla de Magmas:

La mezcla de magmas se puede ver como el proceso contrario a la inmiscibilidad delíquidos. 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 magmassurgían a partir de la mezcla de los principales magmas primarios: basálticos (fusióndel manto) y riolítico/granítico (fusión de la corteza).


Actualmente la teoría de magmas por mezcla de “miembros terminales” cae endesuso. Sin embargo, existen muchos ejemplos en la literatura donde se dadiferenciación “locales” explicada por mecanismos de mezcla de magmas.




Mecanismos de diferenciación magmática:(F) Asimilación:

La asimilación contempla la incorporación de constituyentes químicos de las paredeso 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 decalor del magma.



PREGUNTAS PREGUNTAS



III. Composición química y mineralógica de las rocas ígneas

Oxido Granito

(Riolita)

Granodiorita

(Dacita)

Gabro

(Basalto)

Rocas ígneas promedio*

SiO2 72,08 66,15 48,36 60,18

TiO2 0,37 0,62 1,32 1.06

Al2O3 13.89 15.56 16.84 15.61

Fe2O3 0.86 1.36 2.55 3.14

Composición promedio (%) de algunos tipos de rocas ígneas


Fe2O3 0.86 1.36 2.55 3.14

FeO 1.67 3.42 7.92 3.88

MnO 0.06 0.08 0.18 no reportado

MgO 0.52 1.94 8.06 3.56

CaO 1.33 4.65 11.07 5.17

Na2O 3.08 3.90 2.26 3.91

K2O 5.46 1.42 0.56 3.19

H2O 0.53 0.69 0.64 1,15

P2O5 0.18 0.21 0.24 0.30

datos tomados de Nockolds (1954) *datos tomados de 5159 análisis : Clarke y Washingt on (1924)





Distribución de frecuencia del % de SiO 2 en rocas ígneas (Mason and Moore, 1984)





Distribución de frecuencia del % de elementos mayor itarios (en óxidos) en rocas ígneas (Mason and Moore, 1984)




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


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

9) Corindón

10) Granates

Mineralogía de las rocas ígneas





Composición mineralógica aproximada de los principa les tipos de rocas ígneas


PREGUNTAS PREGUNTAS



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

Un diagrama de fase o de equilibrio es una representación gráfica de las distintasfases que están presentes en un sistema determinado bajo las condiciones depresión, 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 propiedadesfísicas y químicas que la caracterizan.

Los COMPONENTES son el menor número de entidades químicas necesarias paradefinir la composición de todas las fases presentes en un sistema

El número de minerales (fases) que pueden coexistir en equilibrio es limitado y puedeser establecido mediante la “regla de fases de Gibbs”: F + L = C + 2

F= fases; L= grados de libertad; C= componentes




Diagrama de dos componentes (1)Sistema de soluciones sólidas (plagioclasas y olivino)

Prof. Grony Garbán G. (2013) Diagrama de fases de plagioclasas





Prof. Grony Garbán G. (2013)Cristales “zonados” de plagioclasas





Prof. Grony Garbán G. (2013) Diagrama de fases de olivino




Diagrama de dos componentes (2)Sistema de exsolución (NaAlSi3O8- KAlSi3O8)

Prof. Grony Garbán G. (2013) Diagrama de fases de albita-ortosa




Diagrama de dos componentes (3)Sistema de eutéctico (CaAl 2Si2O8- CaMgSi2O6)

Prof. Grony Garbán G. (2013) Diagrama de fases de diopsido-anortita




Diagrama de dos componentes (4)Sistema de eutéctico-peritéctico (KAl Si2O6- KAlSi3O8-SiO2)


Diagrama de fases deLeucita-K-feldespato-Cuarzo




Diagrama de tres componentes (1)





Diagrama de tres componentes (2)

Prof. Grony Garbán G. (2013) Sistema albita-anortita-diopsido


PREGUNTAS PREGUNTAS



IV. Cristalización magmática. Distribución de los element os traza durante la cristalizaciónmagmática: 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 reciénformados cambian ininterrumpidamente su composición (sin cambio en su estructura


formados cambian ininterrumpidamente su composición (sin cambio en su estructuracristalina) por reacción con el fundido.

b) reacción discontinua, donde las fases recién cristalizadas reaccionan con elfundido para dar nuevas fases con diferentes estructuras cristalinas y diferentecomposición química.




A medida que avanza lacristalización:

•En la serie discontinua aumentala “complejidad” del ensamblajesilicatado (mayor polimerización)

•Se incremente el volumen de lasceldas unitarias de las fasesminerales

Cristalización magmática:


•Aumento de concentración devolátiles

•Aumento del grado de reemplazode Si por Al en la seriediscontinua

•En la serie continua, la relaciónAl:Si pasa de 1:1 a 1:3

• La relación Na+K/Al aumentapara ambas series (0 → 1)

• Aumento de elementos“incompatibles”

La determinación de los cambios químicos que se verificanen los sistemas geoquímicos tienen su origen, en últimainstancia, en la fortaleza de los enlaces químicos presentesen los materiales involucrados.




Distribución de elementos durante cristalización

en los materiales involucrados.

Sin embargo, no sólo la energía de los enlaces químicosson los conductores de las reacciones en geoquímica.

El tamaño de los iones que se introducen en una redcristalina, así como el empaquetamiento, son influyentes.






El incremento en la temperatura permite una expansiónvolumétrica de los sitios en los cuales tiene lugar lasuniones metal-oxigeno-metal (M-O-M).


Por consiguiente, cationes grandes pueden entrar en esossitios, y a mayores temperaturas, pueden tener lugarsoluciones solidas completas, que a bajas temperaturas nose darían.





Los enlaces Si-O-Si, presentes en prácticamente todas lasrocas, son energéticamente mas fuertes que otros enlacesM-O-M.


Por tanto, el tamaño de los tetraedros SiO4 no varia muchocon el cambio de temperatura.

Sabemos que el aluminio puede sustituir al silicio en lossitios tetraédricos, lo que permite eventualmente la formaciónde enlaces Al-O-Al.





Estos enlaces tienen mayor energía que los enlaces Al-O-Si,lo que trae como consecuencia que los tetraedros AlO4 seanenergéticamente desfavorables respecto a los de silicio.Como resultado, encontraremos enlaces Al-O-Si-O-Al-O-Sien muchos minerales (por ejemplo, anortita, Ca2Al2Si2O8)






Este comportamiento se conoce como el Principio deevitabilidad del aluminio o “Al-avoidability”


Este principio establece que no hay formación de tetraedrosAlO4 vecinos, y es importante en el comportamiento ordenadode muchos silicatos.





En muchos cristales coordinados poliédricos, existe una correlaciónentre presión y temperatura y el tamaño de los sitios en red, donde elincremento en temperatura tiene un efecto similar al de disminución enpresión, y viceversa.

En el olivino por ejemplo, un incremento en temperatura o disminuciónen presión trae consigo una expansión de los sitios M1 y M2.

El tamaño de los tetraedros SiO4 permanece sin cambios.

Un incremento en presión o disminución en la temperatura tendrá unefecto inverso.






Para una solución solida de granates, entre los miembros finalesgrosularia (Ca3Al2Si3O12) y piropo(Mg3Al2Si3O12).

A bajas presiones, los sitios octaédricos son algo grandes para cationesMg++ (0,97 Å en coordinación octaédrica) y por tanto son ocupados por losMg++ (0,97 Å en coordinación octaédrica) y por tanto son ocupados por loscationes Ca++, que son mayores (1,2 Å).

A mayor presión, estos huecos se volverán mas pequeños, permitiendoque sean ocupados preferentemente por iones Mg++, que explican lapresencia de piropo como la fase natural de granate a mayor presión.






El tamaño de los cationes también tiene profundas implicaciones sobre elrango de estabilidad de una solución solida.

La sustitución de un catión voluminoso como Ca++ por cationes maspequeños como Fe++ o Mg++ ocasiona un cambio en la longitud de lospequeños como Fe++ o Mg++ ocasiona un cambio en la longitud de losenlaces con los átomos vecinos, lo que trae como consecuencia undebilitamiento de los enlaces M-O-M y distorsión junto a expansión de la redcristalina.

Sustituciones que involucren cationes tan disimiles solo se darán si laestructura del cristal es lo suficientemente abierta como para compensar latensión generada por el nuevo catión.





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 haycuatro 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





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 lanaturaleza, al igual que entre monticellita y kirschsteinita.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.





La estructura del olivino no es capaz de compensar la tensión generadapor esta difícil sustitución (Fe,Mg)Ca-1, por lo que la extensión de estasustitución es muy pequeña.

La presencia de olivinos forsterita y monticellita se limita a sus respectivosLa presencia de olivinos forsterita y monticellita se limita a sus respectivosmiembros finales composicionales.

El aumento de la temperatura permitirá una muy leve miscibilidad entreestos miembros finales, lo que ocasiona que a 1000oC, la extensión de lasustitución (Fe,Mg)Ca-1 es del orden de un 5%; a 1450oC, la miscibilidad seincrementa a un 15%.





Estabilidad de estructuras cristalinas (Reglas de Pauling ):Regla 1. Un poliedro de coordinación de aniones es formado para cada catión. La distancia catión-anión esdeterminada 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 debecompensar la carga del ión coordinante. La valencia electrostática se define como la carga del ión divididoentre su numero de coordinación


entre su numero de coordinación

Regla 3. La existencia de bordes y especialmente de caras comunes en poliedros de aniones decrece laestabilidad de una estructura coordinada. Este efecto es mayor en cationes de mayor valencia y pequeñonumero de coordinación y especialmente crítico cuando la relación de radios se acerca a los límitespermitidos

Regla 4. En un cristal que contiene diferentes cationes, aquellos que posean mayor valencia y menornúmero 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 sitiosdispuestos para la ubicación de cationes y aniones es limitado





“Los elementos presentan afinidades particulares a sitios cristalográficosespecíficos o bajo condiciones fisicoquímicas de un ambien te particular en el cualresiden”

Como se puede entender y predecir este comportamiento?

Reglas de afinidad de elementos (basado en radio y carga) de G oldschmidt :


a) Dos iones con el mismo radio y valencia pueden entrar en el m ismo espacio de lared cristalina con igual facilidad.

b) Si dos iones poseen similar radio y la misma carga, el ión má s pequeño entrará conmayor facilidad al espacio cristalino disponible

c) Si dos iones poseen similar radio y diferente carga, los io nes con mayor carga sonmás rápidamente incorporados en el sólido sobre el líquido.


Sustitución iónica (Diadoquia)

Las sustituciones se ven favorecidas cuando la diferencia d e radios entre los elementoses < a 15%

a) Cuando un elemento minoritario posee igual carga y radio q ue el elemento




mayoritario que sustituye, esta sustitución se conoce como camuflaje . Ga3+ (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 m ayor carga que elelemento que sustituye, la sustitución se conoce como captura . Ba2+ (1,42 Å) escapturado por los minerales de potasio (K + = 1,51 Å)

c) Cuando el elemento minoritario posee similar radio pero m enor carga que elelemento que sustituye, la sustitución se conoce como admisión . Li+ (0,74 Å) esadmitido por los minerales de magnesio (Mg 2+ = 0,72 Å)

Para los casos (b) y (c) que ocurre con la electroneutralidad de la estructura?






Las reglas de sustitución de Goldschmidt son mas o menos validas cuandoestán involucrados iones alcalinos y alcalino-térreos, pero falla en otroscasos.

Por ejemplo, el Cd2+ (radio iónico = 0,97 Å) tiene igual carga y radiosemejante al Ca2+ (0,9 Å). Sin embargo, el Cd no se presenta en mineralesen los que el Ca esta participando como integrante de la red cristalina.

La naturaleza del enlace químico y el carácter iónico son muy importantesen la determinación del grado de asociación entre pares de elementos.





Con objeto de solucionar algunas de las limitaciones de lasreglas de Goldschmidt, Rindwood propuso la siguiente regla:

““ CuandoCuando dosdos elementoselementos dede radioradio iónicoiónico similarsimilar ee igualigual““ CuandoCuando dosdos elementoselementos dede radioradio iónicoiónico similarsimilar ee igualigualcargacarga (caso(caso 11 dede laslas reglasreglas dede GoldschmidtGoldschmidt)) estánestáncompitiendocompitiendo porpor unun determinadodeterminado sitiositio enen unauna redredcristalina,cristalina, sese incorporaraincorporara preferentementepreferentemente aquelaquel cuyacuyaelectronegatividadelectronegatividad seasea menor,menor, debidodebido aa queque formaraformaraenlacesenlaces iónicosiónicos masmas fuertes”fuertes”..


Durante la cristalización, el fraccionamiento químico que sufren los elementos se observa apartir de su distribución entre la fase líquida fundida y la fase sólida cristalizada. Estefraccionamiento se puede definir de manera empírica según una constante de distribución:

KD = Xsol/Xliq = Csol/Cliq




Cuando se refiere a elementos traza, esta constante se denom ina Coeficiente dedistribución o de partición , y se denota con la letra “D”

Coeficiente de distribución total (incluye todos los minerales)→ Di = ∑ WADiA

WA peso de la fracción de mineral “A”Di

A coeficiente de distribución del mineral “A”

Por convención, los elementos traza incompatibles son aque llos que se concentranmás en el líquido que en el sólido (D< 1), mientras los element os compatibles seconcentran en el sólido (D>> 1)







Coeficiente de partición para algunos elementos tra za en minerales formadores de rocas (Winter, 2001)


Elementos compatibles: los elementos compatibles poseen radios pequeños y bajas cargas(generalmente +2 y +3). Se puede nombrar a las especies Mg2+, Fe2+, Ni2+, Co2+, Sc3+,Cr3+, V3+

Elementos incompatibles: es posible clasificarlos en dos grandes grupos basados en su radio y




cargaa) 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 encuentranlos 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, Eu2+



Elementos de la Tierras Raras (REE):

Comprenden los 15 elementos del grupo de los Lantánidos (La – Lu) y algunos autoresincorporan Y y Sc.

“Contracción de los Lantánidos”




Poseen especies con carga +3 ( a excepción del Eu (+2/+3) y el C e (+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*)



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






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