Tema 5 GENERACIN Y EVOLUCIN DEL MAGMA 5.1 Introduccin: generacin y evolucin del magma Se cree que el magma basltico, el ms comn de todos, se forma a ms de 1.200C, entre los 30-80 km de

profundidad, por fusin parcial de la peridotita (pirolita) del manto superior. Parte del calor necesario para su generacin proviene del decaimiento de ciertos istopos radioactivos; dicho calor escapa muy lentamente hacia la superficie debido a la mala conductividad de las rocas. Sin embargo, como se vio en el Tema 2 (ver Fig. 2-9), la fusin de la peridotita del manto no depende solo de la temperatura. La presin confinante aumenta el punto de fusin de la roca a mayores profundidades, de modo que las curvas solidus y liquidus tienen pendientes positivas (ver Fig. 5-1a). El aumento en la presin impide que el interior de la Tierra y de los otros planetas terrestres est completamente fundido. Ntese en la Fig. 5-1a como la geoterma nunca alcanza la curva lquidus, apenas penetra al campo de fusin parcial y slo bajo las condiciones especiales de la Fig. 5-1b. Por consiguiente, las rocas peridotticas del manto superior slo podrn fundirse por dos procesos: 1) deprimiendo la curva de fusin o solidus por la presencia de voltiles (H2O y/o CO2) en el manto; y 2) manteniendo fija (o casi fija) la temperatura y disminuyendo la presin, proceso dinmico conocido como DESCOMPRESIN ADIABTICA. El segundo mecanismo es el ms difcil de visualizar, pero es de extrema importancia en la generacin del magma basltico en todos los cuerpos rocosos del sistema solar. Involucra el lento ascenso por deformacin visco-plstica de cuerpos de roca semi-slida del manto, conocidos como diapiros o plumas mantelares.

Una mezcla fundida de silicatos, es decir, un magma, no solidifica a una temperatura fija, a presin constante, como el hielo o un metal puro. Existe para cada magma un amplio intervalo de temperatura de varios cientos de grados durante el cual comienza y concluye la cristalizacin. En contraposicin a esto, cuando comienza la fusin de una mezcla slida de silicatos, es decir, una roca, el sistema qumico-mineralgico de la misma se halla en algn tipo de punto invariante (eutctico, peritctico, etc.), de modo que una vez que comienza la fusin, la temperatura permanece constante y se alcanza un mximo porcentaje de fusin parcial adiabtica. Este porcentaje depende de cuan alejada est la composicin de la roca fuente de la posicin del punto invariante donde ocurre la fusin. En dos palabras, si existe un punto eutctico ternario en un diagrama ABC y la roca fuente tiene una composicin muy diferente a ste, existir un cierto porcentaje mximo de fusin parcial adiabtica; slo si la roca tiene la misma composicin del eutctico dicho porcentaje ser de 100%.

El mismo efecto se logra cuando un diapiro de roca visco-plstica se descompresiona gradualmente a medida que asciende hacia niveles ms someros, sin notables variaciones de temperatura. En ambos casos la fraccin de bajo punto de fusin de la roca es la que va a formar el primer fundido (primeras gotas), debido a ello

los primeros lquidos generados tendrn composiciones marcadamente diferentes a la de la roca inicial aunque, a medida que la fusin progresa, la composicin del magma formado se aproxima cada vez ms a la de la roca fuente, en este caso, peridotita. Sin embargo, el manto terrestre es caliente, pero no tanto, por consiguiente la fusin total de la peridotita nunca es alcanzada, como tampoco lo fue en el pasado geolgico. En general los basaltos se forman por porcentajes de fusin que no superan el 25-40% de la masa de roca original: de cada 100 g de peridotita se forman unos 25-40 g de magma basltico y queda un remanente de 75-60 g de cristales refractarios residuales de olivino y ortopiroxeno. En el Arqueano se originaron magmas por 45-55% de fusin parcial del manto, las komatitas, lavas ultramficas; desde ese entonces prcticamente no se conocen rocas de ese tipo. A pesar de que los magmas representan qumicamente slo 1/3 o menos de los materiales de las rocas que le dieron origen, es posible reconstruir su roca fuente pues una marca gentica queda impresa en los magmas debido a la composicin original de la misma y slo es necesaria cierta habilidad para diagnosticar sus caractersticas originales.

Una vez que la fusin parcial ha comenzado, una cierta cantidad de magma es segregada del residuo cristalino refractario y comienza su ascenso hacia la superficie, debido a que su densidad y es menor que la de la roca suprayacente y su fluidez mucho mayor que la del diapiro que la origina y la roca que lo rodea. A medida que el magma alcanza niveles superficiales, los voltiles que contiene disueltos a presin son liberados como gases volcnicos, formando burbujas o vacuolas (proceso similar a la efervescencia de una gaseosa al ser destapada). As se puede tambin facilitar su ascenso y erupcin, fluidificando el sistema magmtico y fracturando las rocas corticales suprayacentes.

La petrognesis gnea trata de explicar la generacin de lquidos magmticos de cualquier composicin: silicatados (ultramficos, mficos, flsicos, alcalinos, peralcalinos); no-silicatados (carbonatticos, sulfurosos, fosfatados o metlicos), seguida de los procesos necesarios para su completa cristalizacin o solidificacin. La siguiente discusin abarcar los procesos de generacin del magma, discusin que ser coadyuvada con diagramas de fases ternarios especficos y diagramas de roca total de la pirolita del manto, anhidra e hidratada.

5.2 Generacin del magma El magma se genera por fusin parcial de ciertas rocas fuente que pueden estar localizadas en la base de la corteza continental, en la corteza ocenica subducida, o a diferentes profundidades en el manto superior astenosfrico. Es importante entender que NO EXISTE UNA CAPA DE MAGMA CONTINUA DEBAJO DE LA LITSFERA, HAY SLO DETERMINADOS LUGARES EN EL INTERIOR DE LA TIERRA DONDE SE HAN DADO LAS CONDICIONES NECESARIAS PARA COMENZAR A FUNDIR PORCIONES DE ROCAS Y GENERAR CIERTA CANTIDAD DE MAGMA. Estas rocas fuente pueden tener composiciones qumicas y mineralgicas muy diferentes (peridotita, eclogita, granulita), y estn sometidas a distintas condiciones de (T,P); adems contienen diversas proporciones de voltiles, en especial H2O, CO2 o HF. En las races de los grandes orgenos, y en los bloques hundidos de corteza continental de los valles rift, las rocas corticales pueden sufrir un proceso de fusin parcial denominado ANATEXIS, donde metasedimentos y rocas gneas metamorfizadas alcanzan las condiciones necesarias de (P,Pf,T) para fundirse parcialmente generando magmas granticos, en un ambiente hidratado. Las rocas del manto superior son prcticamente anhidras y estn sometidas a enormes presiones, y slo podrn fundirse por estos dos procesos: Si la temperatura se incrementa hasta alcanzar el solidus correspondiente a su profundidad, lo que ocurrira

como respuesta a una fuente astenosfrica de calor localizada (ASTENOLITO o PLUMA MANTELAR). Los diapiros astenosfricos ascienden lentamente manteniendo fija (o casi fija) su temperatura y disminuyendo su presin confinante, proceso conocido como DESCOMPRESIN ADIABTICA. Este fenmeno puede ocurrirle a grandes cuerpos visco-plsticos o diapiros de peridotita mantelar ascendentes, las denominadas plumas mantelares.

Deprimiendo la curva de fusin o solidus por la presencia de voltiles (H2O y/o CO2) en el manto. Esto puede ocurrir en porciones del manto superior por la introduccin de voltiles provenientes de fuentes muy profundas y desconocidas en el manto, o en las cuas mantelares situadas por encima de las placas litosfricas subducidas, debido a la deshidratacin de la corteza ocenica entre los 80-150 km. Se ha comprobado que, a pesar de las enormes presiones reinantes, las rocas del manto pueden fracturarse y tener cierta permeabilidad que permite el paso de fluidos a travs de ellas, incluso produciendo cambios metasomticos importantes. Adems datos geoqumicos recientes comprueban que el manto es heterogneo, tanto en composicin como en tempertaura como en contenido de voltiles. Muchos de estos componentes voltiles pudieron ser introducidos en el manto superior y hasta en la zona de transicin por placas litosfricas profundamente subducidas, hasta los 700 km de profundidad.

A continuacin ambos procesos sern discutidos con detalle.

(A) Ascenso diaprico y descompresin adiabtica. El proceso de ascenso diaprico es algo tan ajeno a nuestra realidad cotidiana que es algo difcil de

entender. Cmo pueden rocas enterradas a decenas de km de profundidad tener fluidez para moverse hacia arriba? Aunque tambin parecera bastante descabellado afirmar que placas litosfricas de un centenar de km de espesor y miles de km de largo y ancho puedan moverse, chocar entre ellas y, el colmo, hundirse hacia el interior de la Tierra, alcanzando en muchos lugares hasta 700 km de profundidad! La reologa de las placas y del manto no puede concebirse como si se tratara del comportamiento de los materiales en la superfcie terrestre. Simplemente opera a otra escala de tiempo y tamao, adems de temperaturas muy elevadas y presiones realmente inconcebibles. S, es cierto, las placas se mueven y son subducidas dentro del manto, pero a velocidades del orden de cm/ao. Para entender lo lento que eso es imagnese que el autor tardara un ao para escribir una palabra de seis letras en este texto, letra al mes El ascenso de diapiros mantelares es aun ms lento, quizs del orden de 5 mm/ao o menos, cuando se alcanzan las condiciones de fusin parcial, el poco lquido intersticial generado aumenta su rata de ascenso a 1 cm/ao. Para comprender este curioso pero fundamental proceso de generacin de magma considrese una porcin de manto que se halla sobre una geoterma, a unos 370 km de profundidad (punto x, Fig. 5-1a). En esas condiciones el diapiro en formacin se halla muy por debajo del solidus, pero su plasticidad le permite ascender lentamente (en decenas de Ma) y desprenderse de la geoterma hasta alcanzar la posicin y, sobre la curva solidus. El ascenso es un proceso de descompresin, pues a menor profundidad menor ser la presin ejercida por las rocas suprayacentes sobre el diapiro, pero ocurre casi sin perder calor, adiabticamente, debido a la muy mala conductividad termal de las rocas. De este modo un cuerpo de roca a unos 1.650C puede alcanzar profundidades inferiores a 200 km que le permiten comenzar su fusin. Se puede decir que el proceso de descompresin adiabtica es una forma que tiene el manto de engaar a la geoterma y alcanzar las condiciones necesarias para comenzar a fundirse: NO ES SINO LA INGENTE NECESIDAD QUE TIENE EL PLANETA DE DESHACERSE DE SU CALOR INTERIOR Y EXPULSARLO AL

ESPACIO A TRAVS DE LA ACTIVIDAD GNEA.

Una vez en y comienza una fusin incipiente, donde la pequea porcin de lquido generado acta como lubricante intersticial entre los cristales residuales de olivino, piroxenos y granate, haciendo su ascenso cada vez ms fcil y rpido, relativamente hablando. Durante el ascenso dentro del campo de fusin parcial (cristales + lquido) el diapiro alcanza la posicin z, donde hay un porcentaje notable de fusin parcial que genera tanto lquido que ya no puede ser soportado a esa profundidad y es segregado como magma, que ascender rpidamente a la superficie. En este ejemplo el diapiro se origina a gran profundidad y genera magma komattico de 1.600C, con un 45-50% de fusin parcial (ver Fig. 5-2), pero es obvio que si el diapiro se genera a 200 km, el magma sera basltico y sera segregado a niveles mucho ms someros y con temperatura de 1.200C.

Adems las geotermas no son iguales en toda la Tierra y de seguro han variado en el tiempo geolgico. El surgimiento de una pluma mantelar genera cuerpos diapricos ascendentes que engaan a la geoterma mantelar distancindose de ella hasta alcanzar su solidus correspondiente, donde comienza una fusin incipiente. Esta mnima proporcin de lquido generada rara vez es segregada y separada de su fuente inmediatamente y acta ms bien como una especie de lubricante intergranular, favoreciendo aun ms el ascenso del diapiro. ste asciende cada vez ms rpidamente (relativamente hablando, a 1 cm/ao) y penetra profundamente dentro del campo de fusin parcial, acercndose, pero nunca alcanzando a la curva liquidus, Cuando suficiente magma ha sido generado por fusin parcial (entre 5-40% de la masa de roca original), el lquido es segregado y en virtud de su gran fluidez y relativa baja densidad asciende fcilmente a niveles ms someros o incluso llega a ser erupcionado sobre la superficie terrestre o el fondo marino como lava.

Fig. 5-1. (a) Ascenso diaprico de cuerpos del manto y fusin parcial por descompresin adiabtica. (b) Depresin de unos 500 C de la curva solidus en un manto con 0,1% de H2O, que puede ocurrir en diapiros o porciones metasomatizadas del manto superior, o por deshidratacin de la corteza ocenica subducida profundamente. Hbl denota el campo de estabilidad de peridotita hornblndica. Tomado y modificado de Ehlers y Blatt (1983).

(B) Depresin de la curva solidus por presencia de voltiles.

Aunque parezca increble el agua (H2O) uno de los principales generadores de magma en la Tierra. Cmo

va a ser eso posible, si el agua se asocia siempre como la sustancia que combate al fuego, a la lava? Por supuesto, siempre se adolece del mismo defecto: se piensa en trminos de superficie. El agua en el interior de la Tierra, y sobre todo en el manto, no es como el agua en la superficie terrestre: es un fluido supercrtico, que se comporta como vapor sobrepresionado o como lquido ultra-fluido y sobrecalentado, estando sometido a enormes presiones y temperaturas muy elevadas. Esa agua profunda tiene un poder qumico inmenso, est ms disociada en H3O+ y OH- que a PTN y es capaz de debilitar los enlaces dentro de las cadenas de los silicatos polimerizados (como los piroxenos), y los dbiles enlaces inicos entre las unidades tetradricas y los poliedros octadricos o de mayor coordinacin que las unen entre s (como en el granate), destruyendo las estructuras cristalinas, transformndolas en lquidos fundidos de composicin silicatada, es decir, en magma. Como se muestra en la Fig. 5-1b apenas un 0,1% en peso de H2O es capaz de provocar un descenso de la curva solidus de la peridotita de ms de 500C. Resulta casi inconcebible que algo as pueda ser cierto, sin embargo hay que tomar en cuenta que a esas altas presiones un 0,1% en peso de H2O equivale a varios % en volumen.

(a) (b)

De todos modos no es la cantidad de agua la que importa, sino el efecto disociador que ella ejerce sobre las estructuras polimerizadas de los silicatos del manto (o de la corteza) que es capaz de generar ingentes cantidades de magma. Ntese como la misma geoterma de la Fig. 5-1a en presencia de H2O se halla dentro del campo de fusin parcial, muy por encima del nuevo solidus hidratado en la Fig. 5-1b. El diapiro x no necesita ascender demasiado para alcanzar condiciones de elevados porcentajes de fusin parcial, como y o z. Este dramtico efecto lo causa el agua en cualquier tipo de roca sometida a presiones y temperaturas moderadas a altas, incluyendo rocas de composicin promedio grantica situadas en la base de la corteza continental de los grandes cinturones orognicos. Como se dijo al principio de este prrafo, el agua es uno de los principales agentes generadores de magma, tanto en el manto como en la corteza.

(C) Combinacin de ambos procesos: la realidad de la generacin del magma

En vista de las discusiones anteriores no es difcil comprender que una zona de ascenso diaprico de plumas

mantelares tendr una geoterma ms caliente (ocenica), situada ms a la derecha de la representada en la Fig. 5-1, con una inflexin a niveles ms someros que favorecer procesos de fusin parcial en las rocas del manto superior ms somero (litosfrico). Con una geoterma como la descrita es evidente que sta podr entrar al campo de fusin parcial sin requerir la presencia de un solidus deprimido por la presencia de voltiles. Bajo esas condiciones se generaran los enormes volmenes de magmas baslticos extrusionados en las dorsales y causantes de la expansin de los fondos ocenicos. En otras regiones es posible que ambos procesos ocurran al mismo tiempo, ello explicara la copiosa generacin de magmas que acompaa a las zonas de subduccin y que crea los arcos volcnicos. Por eso es difcil que ambos procesos operen de manera independiente. Es ms que evidente que la naturaleza del magma generado depende de la temperatura (geoterma local), de la presin o profundidad en que ocurre la fusin parcial y del contenido de voltiles de la roca fuente.

No existe ningn mecanismo simple para explicar la cuantiosa generacin de magma basltico que ha

ocurrido en los cuerpos planetarios, que ocurre y seguir ocurriendo en la Tierra durante millardos de aos ms. La naturaleza del magma generado depende de varias variables, pero las ms importantes son temperatura, presin o profundidad y el contenido de voltiles de la roca fuente. En la Fig. 5-2 se observa que a temperaturas y presiones moderadas y con 20-40% de fusin parcial de pirolita anhidra se generan basaltos tholeticos, cuanto ms subsaturados cuanto mayor la profundidad: primero tholetas cuarcferas, luego tholeticas saturadas y a mayores profundidades, tholetas olivinferas y picritas. A porcentajes de fusin parcial menores del 20% se generan basaltos y picritas alcalinos, mientras que a mayores temperaturas, con muy altos porcentajes de fusin parcial (>50%), se generan komatitas, piroxenticas a bajas profundidades y peridotticas a mayores profundidades, siendo stas ltimas las lavas ms calientes que se han generado en la Tierra, con temperaturas de erupcin de 1.600C.

Fig. 6-2. Resultados experimentales de fusin parcial de peridotita de tipo lherzolita (pirolita) en funcin de la presin y la temperatura segn Jaques y Green (1980). En curvas punteadas se muestra el rango de fusin parcial que va desde el solidus (0%) hasta 50%, pues la curva liquidus se halla a temperaturas tan altas que no ocurren en el rango de profundidad o presin aqu considerado (cerca de la esquina superior derecha). Se nombran los lquidos generados de series alcalinas (rea rayada), tholeticas y komatticas, as como se sealan las curvas de desaparicin (out) del clinopiroxeno y del ortopiroxeno a medida que procede la fusin parcial. Las curvas continuas en U indican el % de olivino normativo en los magmas generados, que aumenta con la profundidad. Tomado de Hall (1987)

Ntese en el grfico que el primer mineral en ser eliminado por fusin parcial del manto es el clinopiroxeno (curva cpx out), lo que ocurre a partir de los 1.200C, mientras que el ms refractario ortopiroxeno comienza a ser eliminado a unos 1.300C (curva opx-out). Tambin es de notarse como vara el contenido de ol-normativo en los lquidos generados (curvas continuas en U): a presiones bajas los magmas son czo-tholetas sin ol-normativo, a medida que aumenta la presin se generan tholetas saturadas, tholetas olivinferas y finalmente, a ms de 20 kb, picritas, que son basaltos con muchos fenocristales visibles de olivino modal, que tienen ms de 25% de ol-normativo. A menores porcentajes de fusin parcial, entre 1-20%, se generan basaltos alcalinos, subsaturados en slice, con nefelina normativa, no necesariamente modal, que a mayores profundidades pasan a picritas alcalinas. Cuando el porcentaje de fusin parcial es bajo (1-5%) se generan magmas peralcalinos, con abundantes feldespatoides Na y/o K visibles y mucha nefelina normativa, como nefelinitas y basanitas.

Para que ocurra la fusin parcial del manto peridottico las porciones del manto que se van a fundir deben alcanzar condiciones por encima de la curva solidus lo suficientemente adentro del campo de fusin parcial mostrado en la Fig. 5-2 (entre 5-50%). Una manera de lograr esto es el proceso de descompresin adiabtica en cuerpos diapricos ascendentes. Otra es la depresin de la curva solidus por presencia de voltiles (CO2, H2O). No se conocen otros mecanismos termodinmicos que puedan producir la fusin de las rocas a esas profundidades. En otras palabras, LA FUSIN OCURRIR SLO SI LA ROCA ALCANZA EL SOLIDUS CORRESPONDIENTE Y LO SUPERA; SI EL SOLIDUS DESCIENDE HASTA QUE PROVOQUE LA FUSIN PARCIAL CON LA GEOTERMA EXISTENTE; O SI SE SUBE LA GEOTERMA LOCAL PARA PERMITIRLE ALCANZAR Y SUPERAR AL SOLIDUS Y PRODUCIR LA FUSIN PARCIAL.

Esta es una premisa fundamental, de alcance universal, pues todos los planetas terrestres y algunos de los satlites de los planetas jovianos estn formados, principalmente, por espesos mantos rocosos, de composicin condrtica, es decir, peridottica. Los silicatos no son compuestos fciles de fundir. Individualmente los que caracterizan las rocas mficas tienen puntos de fusin a 1 bar superiores a 1.600C. Estos puntos de fusin tan elevados pueden disminuirse cuando dichos silicatos se hallan mezclados. As, una mezcla de dos silicatos se fundir en un eutctico binario; una de tres, en un eutctico ternario, etc. Cada vez que se aade un nuevo componente al sistema el eutctico correspondiente ocurre a menor temperatura. De este modo es posible lograr eutcticos a 1.200C, que corresponden con las temperaturas de erupcin de los basaltos de Hawai.

5.3 Diagramas ternarios: generacin y cristalizacin del magma

5.3.1 Generalidades: diagramas de fases ternarios En estos sistemas se requiere de TRES componentes para expresar la composicin de cualquiera de las

fases presentes: c = 3. Un sistema ternario es un relieve tridimensional cuya superficie equivale a las curvas liquidus combinadas de tres sistemas binarios distintos. Las isotermas se proyectan como las curvas de nivel de un mapa topogrfico, mientras que las isopletas son rectas verticales que se proyectan como puntos sobre el plano horizontal (Figs. 5-3 y 5-4). La coalescencia de las diversas curvas liquidus resulta en una superficie liquidus, que forma una especie de relieve topogrfico en un espacio tridimensional (X,T) (Fig. 5-3). Cada lado de la figura triangular corresponde a un sistema binario. As un sistema de fase ternario A-B-C se compone de tres sistemas binarios simples: A-B, B-C y A-C. Por simplicidad se utiliza la proyeccin de la figura tridimensional sobre el plano horizontal, como un tringulo equiltero cuyos vrtices corresponden a los tres componentes puros (A,B,C), a su vez que los sistemas binarios constituyen tabiques verticales que limitan al sistema y que se proyectan como lados del tringulo (Fig. 5-4). La composicin de una mezcla de tres componentes se representa como un punto X0 dentro del diagrama y se ubica de acuerdo a las reglas de los diagramas triangulares (A-P-Q, etc.) (Fig.5-5). Los sistemas ternarios pueden estar formados por las ms variadas combinaciones de sistemas binarios. El caso ms sencillo es un ternario eutctico, formado por tres eutcticos binarios (Fig. 5-4), pero hay sistemas ternarios que involucran solucin slida entre dos de sus componentes, reacciones peritcticas, barreras termales, y hasta inmiscibilidad de lquidos y exsolucin.

La Fig. 5-3 muestra una perspectiva tridimensional de un sistema ternario eutctico hipottico A-B-C. De cada eutctico binario (tabiques verticales) surge una quebrada descendente que define un valle o curva cotctica, que termina en una depresin central o eutctico ternario ET. Las curvas liquidus de los tres sistemas binarios coalescen para formar una superficie liquidus tridimensional, cuyo punto ms bajo es el eutctico ternario. El aire sobre la superficie liquidus corresponde al campo del lquido o de fusin total, la posicin horizontal dentro del tringulo equivale a la composicin total del sistema, o isopleta, en % de A,B,C (X0). Las curvas de nivel denotan la temperatura, T. El sistema en X se halla en el campo del lquido: el aterrizar verticalmente (como un helicptero) sobre la superficie equivale a un descenso de temperatura que permite intersecar la superficie liquidus en X y comenzar la cristalizacin del primer mineral, que para esta isopleta o composicin es A: denominado fase liquidus.

Fig. 5-3. Perspectiva tridimensional de un sistema ternario eutctico hipottico con componentes A, B, C y composicin global X0. Cada lado del sistema triangular corresponde a un diagrama binario simple colocado verticalmente, de modo que la temperatura viene expresada como elevacin topogrfica. El aire por encima de la topografa del liquidus equivale al campo del lquido o de fusin total. Los puntos A, B, C y ET son coplanares y yacen en el plano solidus, por debajo del cual el sistema se compone de roca slida. Ms explicaciones en el texto.

Fig. 5-4. Proyeccin horizontal de un sistema ternario eutctico. Los tres componentes corresponden a los vrtices de un tringulo equiltero. Las isotermas se representan como curvas de nivel, definiendo el relieve con tres laderas de la superficie liquidus, de acuerdo a la regla topogrfica de la V. Tres quebradas o curvas cotcticas parten de los respectivos eutcticos binarios y terminan en el eutctico ternario ET, el punto ms bajo de la superficie liquidus. Ms explicaciones en el texto.

Plano solidus: A-B-C-ET

Superficie liquidus

El sistema luego desciende por la ladera de la colina termal, desde X hasta F, hasta alcanzar el valle correspondiente o curva cotctica, en F. Desde F hasta ET, a lo largo de la curva cotctica, cristalizan dos minerales simultneamente: A + C; precisamente por eso se denomina as (del griego: co, junto; tectos, fundir). Al alcanzar el punto eutctico ternario ET, el lquido remanente cristaliza una matriz de A + B + C en proporcin eutctica constante, que rodear a los cristales previamente formados de A y C. El eutctico ternario se halla sobre el plano ABC, que representa un plano solidus, por debajo del cual todo el lquido ha cristalizado y se

hallan los tres slidos en equilibrio: A + B + C, en proporcin igual X0. La recta X`-X-X0 es la isopleta de una mezcla de composicin X0.

La cristalizacin de un lquido X0 inicial en este diagrama hipottico se muestra en la Fig. 5-4. Desde X0 a X el lquido solo se enfra hasta aterrizar sobre la superficie liquidus. Se comienza en X, sobre la superficie liquidus, donde se forman los primeros cristalitos de A: fase liquidus. La trayectoria contina en direccin opuesta al vrtice A, puesto que el lquido se va empobreciendo en dicho componente. Se sigue bajando la pendiente hasta alcanzar el valle cotctico en F donde, junto con A, comienzan a formar los primeros cristalitos de C. El sistema baja finalmente hasta el eutctico ternario ET donde el lquido remanente cristalizar una mezcla o matriz slida de A + B + C en proporcin eutctica, fija y constante. El sistema se describe como la variacin en la composicin del lquido a medida que ste baja por la ladera de la superficie y las quebradas inclinadas, hasta alcanzar la depresin eutctica central. La composicin del lquido ternario a cada paso puede ser determinada en el diagrama triangular del modo similar a como se ubica la composicin del lquido inicial X.

El esquema siguiente (Fig. 5-5) muestra como se grafican tres componentes cualesquiera en un diagrama triangular. Todo punto dentro del tringulo corresponde a composiciones ternarias (tres componentes: A+B+C). Los puntos ubicados sobre los lados tienen slo dos componentes y equivalen a sistemas binarios (A+B, B+C, o A+C). Los vrtices representan el 100% del componente respectivo (A, B o C). El lado opuesto a un vrtice dado contiene 0% de dicho componente. Toda recta que parte de un vrtice dado hacia su lado opuesto, por ej., B-S-X2, representa composiciones que contienen la misma proporcin de los dos componentes restantes, en este caso A y C, AX2 : X2C, pero distintos valores de B o X1. Esto no es sino una aplicacin directa del Teorema de Tales.

La recta BSX2 representa una proporcin AX2 : X2C constante de los componentes A y C.

Fig. 5-5. Esquema que muestra como graficar la composicin de una mezcla de tres componentes en un diagrama ternario. La composicin de un sistema dado S viene dada por dos variables composicionales independientes: X1 y X2. El sistema tiene cuatro variables: X1, X2, T y P, aunque est ltima, P, se mantiene constante, de modo que la regla de las fases isobrica se expresa como: f g = 4

5.3.2 Sistema Fayalita-Albita-Slice, a P = 1 bar. Sistema ternario eutctico

Este sistema se muestra en la Fig. 5-6. Los lados Ab-SiO2, Fa-Ab y Fa-SiO2 son tres sistemas binarios eutcticos distintos. Las uniones de los puntos eutcticos binarios con el eutctico ternario son sendas curvas que representa "valles" en la superficie liquidus, se denominan curvas o lneas cotcticas. Las tres curvas cotcticas se cruzan en E, el punto ms bajo de la superficie, una especie de depresin central (como una dolina crstica): el eutctico ternario. El punto de fusin ms bajo del sistema, al igual que el primer lquido generado por la fusin de una mezcla de los tres componentes, corresponden a dicho eutctico ternario E. Las isotermas se muestran como curvas de nivel punteadas marcadas en C y las flechas indican la trayectoria de la cristalizacin, descendiendo por los valles respectivos hasta la depresin central. Las lneas cotcticas dividen al diagrama en tres sectores que muestran los campos en los que cada uno de los minerales (albita, fayalita o slice), es la fase liquidus, es decir, el primero en cristalizar al alcanzar el liquidus. Cada punto del diagrama tiene una composicin expresable en % en peso de los tres componentes del sistema (similar a la composicin mineral de una roca en el tringulo A-P-Q). Cada vrtice del tringulo indica una composicin de 100% de ese componente, el lado opuesto a un vrtice dado tiene 0% de ese componente. Considrese la cristalizacin de un lquido inicial silceo-ferroso-alcalino de composicin A (Ab17,6 Fa28,5 Sil53,9) a una temperatura de 1.600C.

Un lquido a esa temperatura se halla en el campo de 100% lquido, es decir, por encima de la superficie liquidus (como un helicptero suspendido verticalmente encima del punto A, ver Fig. 5-3). Al bajar la temperatura el sistema "aterriza" y se ubica en A, sobre la superficie liquidus. All comienza a cristalizar un mineral de slice (cristobalita) y el lquido comienza a empobrecerse en SiO2. La trayectoria de cristalizacin es por lo tanto una recta que se aleja del vrtice SiO2 (K-A-B) y que llega a un valle cotctico, en el punto B. La separacin de cristobalita es seguida por la de tridimita para temperaturas inferiores a 1.465C (ambas son fases de SiO2). En B comienza a cristalizar fayalita junto con tridimita. El descenso a lo largo de la lnea cotctica B-E se caracteriza por la cristalizacin simultnea (cotctica) de los dos minerales. Al llegar a E, el lquido remanente cristaliza a temperatura constante, formando una matriz eutctica de tridimita + albita, pobre en fayalita (dado que la composicin del lquido E es (Ab 62,4 Fa5,7 Sil31,9).

Similarmente a los sistemas binarios, es posible la aplicacin de la regla de la palanca a un sistema ternario, para tener una idea cuantitativa del proceso de cristalizacin y simularlo grficamente. En el punto A, sobre la superficie liquidus, existen dos fases en equilibrio: el lquido mayoritario, de composicin A, y los primeros cristalitos de cristobalita, PC. El sistema aqu se compone de:

100% de lquido A residual 0% de cristales de Cristobalita (PC-Cris) Aplicando al punto A la regla de las fases isobrica se tiene que, con dos fases en equilibrio y c = 3:

Regla de las fases isobrica: f + g = c + 1 f + g = 4 g = 4 - f g = 2 SUPERFICIE BIVARIANTE (cristobalita + liq)

Cules son las dos variables independientes en el trayecto de A a B? Recurdese que toda recta que se

origine en un vrtice del tringulo y termine en el lado opuesto a ese vrtice, precisamente una recta como K-A-B, representa una proporcin constante X2 de los componentes situados en el lado opuesto al vrtice. Por ende X2 en ese trayecto es constante, la nica variable composicional es X1, es decir la distancia porcentual entre el vrtice K y el lado opuesto P-F, que equivale al %SiO2. Por supuesto, la temperatura es la otra variable independiente, puesto que vara notablemente de A a B: desde 1.500 a 1.125C. La recta K-A-B es en realidad la proyeccin de una curva, puesto que sigue la ladera de la superficie liquidus, bajando de nivel hasta llegar al valle, en B. Dicha curva equivale a una seccin topogrfica de la superficie liquidus efectuada a lo largo de la recta K-A-B (sera algo similar a la curva PA-EAC, es decir, equivalente a una curva liquidus binaria, en la Fig. 5-4). Por ende, X2 = (T), quedando efectivamente slo dos variables independientes: X1 y T.

Fig. 5-6. Sistema ternario eutctico Fayalita-Albita-Slice, a P = 1 bar. Cada lado del tringulo corresponde a un diagrama binario eutctico, el eutctico ternario E se halla cerca de la base, en la parte central inferior del diagrama, a 995C. Otros tres eutcticos binarios se hallan sobre los lados de sus respectivos sistemas. La curva de nivel a 1.465 C denota la transformacin polimrfica de cristobalita a tridimita. El aire por encima de la topografa de la superficie liquidus es un volumen trivariante de fusin total (f = 1; g= 3) donde slo existe una fase lquida homognea. Tomado y modificado de Hall (1989).

Por eso existen dos grados de libertad al bajar por la ladera de la superficie liquidus y dicho descenso se debe hacer forzosamente alejndose del vrtice que corresponde al mineral que cristaliza en dicho trayecto - en este caso, SiO2 y no descendiendo por la curva de mxima pendiente, como sucedera en una verdadera superficie topogrfica, en una trayectoria ortogonal a las curvas de nivel. Ntese que la recta (o curva) A-B no corta perpendicularmente a las curvas de nivel isotrmicas. De este modo se cumple la regla de las fases, pues se mantiene una de las coordenadas composicionales constante, habiendo slo dos variables independientes en este sistema isobrico. Al llegar al punto B se tienen tres fases en equilibrio: un lquido residual B de composicin (Ab31,1 Fa50,9 Sil18,0) + cristales de tridimita formados + los primeros cristalitos (PC) de fayalita recin formados. La regla de la palanca puede aplicarse ahora al punto B sobre la curva cotctica EFa-Sil-E proyectando todo sobre el plano horizontal o solidus:

% de lquido B = %100xKB

KA = 56,3% (fundido residual)

% de tridimita = %100xKB

AB = 43,7% (cristales formados)

% de fayalita 0% (primeros cristalitos, PC)

E = 995 C

EFa-Sil

EAb-Sil

EFa-Ab

G .

Aplicando al mismo punto B la regla de las fases se tiene que en l coexisten estas tres fases en equilibrio (Fa + Tr + Liq), y con c = 3 se obtiene:

f + g = c + 1

f + g = 4 g = 4 - f g = 1 CURVA UNIVARIANTE ISOBRICA (cotctica) El sistema se halla ahora sobre una curva o lnea cotctica, dos fases estn cristalizando simultneamente en el lquido mientras el sistema baja por el valle cotctico desde B hacia la depresin eutctica E. Existe slo un grado de libertad pues la nica variable independiente es la temperatura, dado que mientras el sistema se halle en una curva cotctica, las dos coordenadas composicionales X1 y X2 estn en funcin de la temperatura X1 = (T) y X2 = (T). La presin, como se sabe, es constante. Claro est que en un diagrama tridimensional como ste la expresin matemtica de dichas funciones (que existe) es muy compleja, por lo que se utiliza su representacin grfica, como curvas cotcticas.

Continuando la cristalizacin, la trayectoria alcanza un punto intermedio L, anterior al eutctico E. El sistema se compone en ese punto de: un lquido residual L (Ab52,1 Fa25,0 Sil22,9) + cristales de tridimita + cristales de fayalita. Aplicando la regla de la palanca a este punto se tiene:

% de lquido L = %100xSL

SA = 35,7% (fundido residual)

% de slidos S = %100xSL

AL = 64,3% (cristales formados de Tr + Fa)

Este porcentaje total de slidos no especifica qu cantidad de cada mineral ha cristalizado cuando el sistema

est en L. Pero, el punto S se halla sobre el lado Slice-Fayalita, que es un sistema binario eutctico formado por esos dos componentes. La composicin del slido viene dada por la composicin de S leda en el diagrama binario: Fa30,5 Sil69,5, es decir, el total de cristales formados se compone de un 30,5% de Fa + 69,5% de Tr. El sistema en el punto L se compone en su totalidad (en % e.p.) de: 35,7% de lquido L + 19,6% (= 30,5 x 64,3%) de cristales de Fa + 44,7% (= 69,5 x 64,3%) de cristales de Tr. Finalmente, aplicando la regla de la palanca a la

recta RAE:

% de lquido residual, E = %100xRE

RA = 27,5% (fundido eutctico)

% de slidos totales = %100xRE

EA = 72,5% (cristales formados de Fa + Tr)

La composicin de R da la proporcin de ambos minerales en estado slido: Fa37,5 Sil62,5. El sistema en su

totalidad se compone de:

27,5% de lquido eutctico residual, E

+ 27,2% (= 37,5 x 72,5%) de cristales de Fa

+ 45,3% (= 62,5 x 72,5%) de cristales de Tr Total: masa del sistema = 100 %

El lquido eutctico E comenzar cristalizar formando los primeros parches de matriz eutctica, donde por

primera vez aparecern los primeros cristalitos de albita, junto con otros de tridimita y fayalita. El sistema entra as en la MESETA EUTCTICA invariante-isobrica, donde hay cuatro fases en equilibrio y no existen grados de libertad:

f + g = c + 1 g = 4 - f

PUNTO EUTECTICO TERNARIO g = 0 (punto invariante isobrico)

A diferencia con un sistema binario en uno ternario isobrico existen tres variables de estado: (T, X1, X2), puesto que se requiere de dos coordenadas triangulares para especificar la composicin del sistema, siendo la tercera, T, efectivamente dependiente de las otras dos. En un diagrama ternario %A, %B o %C equivalen a X1, de acuerdo a donde yace la composicin del sistema. La coordenada X2 es la relacin entre las otras dos, por ejemplo si X1 es A, X2 ser (B/C)%. Por lo tanto al haber cuatro fases en equilibrio se estar sobre una meseta invariante isobrica, con cero grados de libertad, a P constante. Durante la cristalizacin en la meseta isotrmica se forma una matriz eutctica rica en Ab + Tr y pobre en Fa (siempre con tres fases, de todos modos), que rodear a los cristales de Fa y Tr previamente formados. Al cristalizar la ltima gota de lquido eutctico el sistema abandona la meseta, ya que ahora slo tiene tres fases slidas en equilibrio, con lo que ha concluido el proceso de cristalizacin y se obtiene una roca formada por los mismos componentes minerales del lquido inicial: (Ab17,6 Fa28,5 Sil53,9).

En los diagramas ternarios el campo del slido se ubica por debajo del eutctico ternario respectivo. Si asumimos que el plano del papel contiene dicho eutctico, el campo de 100% slidos A + B + C, es decir, la roca, se hallar por debajo del plano del papel o plano solidus. Al igual que un sistema binario eutctico evoluciona a travs de isotermas horizontales, que van descendiendo tocando con los extremos de sus palancas a la curva liquidus, teniendo como fulcro o punto de apoyo a la isopleta del componente que cristaliza, los sistemas ternarios eutcticos evolucionan segn palancas similares. Las palancas en los diagramas ternarios son tambin isotermas, representadas como proyecciones horizontales sobre la superficie solidus, en el plano horizontal. Son rectas que funcionan como si fueran barras telescpicas de longitud variable, cuyo punto de apoyo est fijado en la composicin del sistema (A) y sus extremos tocan por un lado a una curva cotctica y por el otro a uno de los lados del diagrama triangular. As, este sistema evoluciona con la siguiente secuencia de isotermas: KA, KAB, SAL y RAE, todas ellas rectas que pivotan alrededor del punto A. Uno de los extremos (K, S, o R) indica la composicin de las fases slidas, el otro (A, B, L o E), la composicin del lquido residual. El punto K indica que el nico slido que est cristalizando es un mineral de slice; cuando la fayalita comienza a cristalizar cotcticamente junto con tridimita, la composicin de los slidos vara de K a S y, cuando el lquido es finalmente eutctico, los slidos tienen composicin R. La composicin del lquido residual en un sistema ternario consta siempre de tres componentes cuya suma es 100%.

Con esta informacin es posible simular grficamente el proceso de cristalizacin en equilibrio de un lquido de composicin dada en este sistema (Fig. 5-7). Obviamente la simbologa utilizada incluir, adems de la fase lquida y la matriz eutctica ternaria, a dos fases slidas diferentes:

El crisol A* se halla por encima de la superficie lquidus (como el helicptero de la Fig. 5-3) y contiene slo un lquido homogneo a alta temperatura. En A el sistema se halla sobre la superficie lquidus (ha aterrizado) y comienza la cristalizacin con la formacin de numerosos ncleos cristalinos de cristobalita. Desde A hasta B contina la separacin de fase de SiO2 (cristobalita a ms de 1.465 C, o tridimita por debajo de esa temperatura); los requerimientos de la regla de las fases obligan a descender la cuesta siguiendo una recta opuesta al vrtice SiO2, por la trayectoria A B. Al llegar a B (el valle) el sistema se halla sobre la curva cotctica que une el eutctico binario Fa-SiO2 con el eutctico ternario E. All junto con tridimita comienza a cristalizar fayalita. Desde B, pasando por L, hasta E, el sistema cristaliza dos minerales simultneamente (cotcticamente), estando indicada la composicin (% en peso) de los slidos cristalinos totales en el lado Fa-SiO2 del sistema. La palanca entre la composicin del lquido y la composicin del slido tiene un extremo que desciende por la curva cotctica y que seala la variacin composicional del lquido y otro extremo sobre el lado Fa-SiO2 que seala la variacin de la composicin de los slidos cristalizados. En efecto, al momento de llegar el sistema a B la masa de fayalita cristalizada es infinitesimal (Fa 0, punto K), pero a medida que el sistema desciende por la curva cotctica hasta L y E la proporcin de fayalita aumenta, como lo indican las composiciones de los puntos S y R. Finalmente, el sistema alcanza el eutctico ternario (depresin central). El paso de Ei a Ef es muy importante y debe ser examinado cuidadosamente. Durante esta transicin la temperatura y la composicin del lquido residual permanecen invariables y el sistema se halla en una meseta eutctica isobrica. Hay cuatro fases en equilibrio: lquido E + Abxtl + Faxtl + Trxtl.

Los grados de libertad, a P constante, son: 4 + g = 3 + 1

MESETA EUTECTICA TERNARIA g = 0 (PUNTO INVARIANTE ISOBRICO)

El lquido eutctico cristaliza formando una matriz slida de composicin eutctica fija y constante que va a rodear a los cristales Abxtl y Trxtl formados desde que comenz la cristalizacin. La composicin de la roca gnea generada es, pues:

27,5% Matriz eutctica de composicin E: Ab62,4 Fa5,7 Sil31,9 62,5% Cristales formados de albita y tridimita : Ab + Tr

Es esta composicin igual a la composicin inicial del sistema, A? Si se considera la verdadera masa de Tr presente en la matriz y se le suma la verdadera masa de Tr de los cristales formados se tiene que

%Trmatriz = 27,5% x 31,9% = 8,77% %Trxtl = 72,5% x 62,5% = 45,31%

----------- 54,08% ( Tr 53,9%)

Es decir la masa total de Tr no ha variado, sigue siendo 54% del total (obviando pequeos errores de dibujo o medicin), slo que se halla distribuida entre la matriz y los megacristales. Igualmente, la verdadera masa de Fa presente en la roca formada es:

%Famatriz = 27,5% x 5,7% = 1,57% %Faxtl = 72,5% x 37,5% = 27,19%

----------- 28,76% ( Fa 28,5%)

que es justamente la masa inicial de Fa presente en el lquido original (obviando errores de medicin). Finalmente la masa de albita presente en la matriz es igual a:

%AbMATRIZ = 27,5% x 62,4% = 17,16% ( Ab 17,6%)

% e.p. %Ab %Fa %Sil (o Tr) TOTAL

Matriz E: Ab 62,4 Fa5,7 Sil31,9 27,5 17,2 1,6 8,8

Cristales de Fa 27,2

Cristales de Tr 45,3

Total % e.p. de la roca: 17,2 28,8 54,1 100,1

Composicin del lquido A inicial 17,6 28,5 53,9 100,0

La composicin final es que muestra la tabla anterior es aproximadamente igual a la del lquido inicial de composicin A: (Ab17,6Fa28,5Sil53,9). Las pequeas diferencias obtenidas se deben a imperfecciones en el dibujo del diagrama o a pequeos errores de medicin, pero la esencia del proceso no vara: la masa slo se ha redistribuido, pero no ha variado ni en cantidad, ni en proporcin de componentes.

En conclusin, un sistema ternario eutctico isobrico puede ser tratado cuantitativamente al igual que uno

binario eutctico. El eutctico E es el punto ms bajo de la superficie liquidus y representa la composicin de ms bajo punto de fusin. Todas las trayectorias de cristalizacin en este sistema terminan en E.

La fusin de una mezcla de estos tres componentes generar gotas iniciales de lquido de composicin E, las cuales se harn ms abundantes a medida que pasa el tiempo, hasta alcanzar la proporcin dictada por la regla de la palanca para dicha composicin: mximo porcentaje de fusin parcial adiabtica, que en este ejemplo es de 27,5% (no ser siempre igual al obtenido en la roca A, ya que ste es slo uno de los casos posibles). Luego se comenzarn a fundir los cristales residuales haciendo que el lquido cambie de composicin a lo largo de la lnea cotctica correspondiente, en este caso de E a L, a B, hasta que se haya disuelto el mineral menos refractario (Fa) y quedarn cristales residuales del mineral ms refractario (cristobalita), los cuales con mayor incremento de la temperatura se fundirn enriqueciendo el lquido en ese componente (de B a A), hasta que la composicin final del lquido sea igual a la de la roca inicial A y todo slido haya sido disuelto.

En el caso de la fusin en equilibrio de una roca de composicin A, la fusin comienza a 995C con la formacin de las primeras gotas de lquido eutctico. Se seguir formando lquido eutctico hasta alcanzar la proporcin indicada por la regla de la palanca, que es de 27,5%, (= mximo porcentaje de fusin parcial adiabtica). Una vez alcanzado este valor, la temperatura seguir ascendiendo y comienzan a fundirse fayalita y albita cotcticamente, hasta que, en el punto B, desaparecen los ltimos cristales de ambas fases. Al continuar aumentando la temperatura comenzar a fundirse la tridimita, hasta que se alcanza el punto A, donde el lquido tiene la misma composicin que la roca inicial. El proceso, como se puede notar, es el exacto inverso de la cristalizacin en equilibrio ejemplificada anteriormente.

T : 1.600C 1.520C 1.127C 1.100C %LIQ: 100% 100% 56,3% 35,7% XLIQ : Ab17,6 Fa28,5 Sil 53,9 Ab17,6 Fa28,5 Sil53,9 Ab31,1 Fa50,9 Sil18,0 Ab52,1 Fa25,0 Sil22,9 %SOL: 0% 0% 43,7% 64,3% XSOL : ---- SilXT 43,7% TrXT 0% FaXT 44,7%TrXT + 19,6%FaXT Lquido inicial Formacin de los Cristales formados Cristales formados primeros cristalitos de tridimita en un de Fa y Tr en un PC de cristobalita lquido residual + lquido residual

PC de Fa

Ab62,4 Fa5,7 Sil31,9 T : 995 C 995 C 995 C 995 C

%SOL: 72,5% 82% 91,0% 100,0% XSOL: 27,2%FaXT + 28,1%FaXT + 28,3%FaXT + 28,5%FaXT + 45,3%TrXT + 48,3%TrXT + 51,2%TrXT + 53,9%TrXT + 0% AbXT 5,9% AbXT 11,5% AbXT 17,6% AbXT = roca gnea

MESETA EUTECTICA INVARIANTE ISOTRMICA

CRISTALIZACIN DEL LQUIDO EUTCTICO TERNARIO

Fig. 5-7. Simulacin del proceso de cristalizacin en equilibrio en un sistema ternario eutctico. Refirase al diagrama ternario FayalitaAlbitaSlice, Fig. 5-6. Ms explicaciones en el texto.

La cristalizacin sin equilibrio en este sistema arroja resultados muy interesantes. En el caso que la composicin del lquido sea tal que los primeros cristales formados sean de fayalita (G) stos, debido a su peso especfico ms elevado que el del lquido magmtico, tendern a asentarse en el fondo de la cmara magmtica. En el caso de un lquido de composicin A, ya descrito en equilibrio, los minerales de slice no tenderan a separase del lquido, pero al llegar al punto B comienza a cristalizar ese mineral pesado, fayalita. En el trayecto de B a E la fayalita se asentar en el fondo de la cmara magmtica formando un cumulado ultramfico monominerlico, con una fase lquida intercumulus.

El lquido residual, de composicin eutctica, cristalizar una roca formada por tres minerales en la proporcin: Ab62,4Fa5,7Sil31,9 que rodear a los cristales previos de tridimita. El conjunto representar una roca muy flsica, casi priva de componentes mficos, puesto que la fayalita fue separada de ella por el proceso de asentamiento gravitacional. Se habrn formado dos rocas, ambas de composicin muy diferente a la del lquido inicial, es decir, habr ocurrido diferenciacin magmtica por fraccionamiento gravitatorio.

Generalmente, los lquidos generados por fusin de las rocas profundas se separan del slido residual y la fusin sin equilibrio procede de manera muy diferente. Al alcanzar la roca el punto E, A 995C se comienza a formar lquido eutctico, el cual asciende y se separa del sistema, dejando un residuo slido de cristales de tridimita y fayalita de composicin R. Ahora la roca residual es un sistema de dos componentes puesto que el componente Ab ha sido totalmente removido por la fusin en el punto eutctico ternario. Por lo tanto para seguir fundiendo la roca ser necesario elevar la temperatura hasta alcanzar el punto EFa-Sil, el eutctico binario del sistema Slice-Fayalita, a unos 1.180C. Igualmente se generar aqu lquido eutctico binario, de composicin Fa87,3Sil12,7, hasta alcanzar un mximo porcentaje de fusin parcial adiabtica de 43,3% (calculado en la palanca K-R-EFa-Sil, que aqu se ve proyectada sobre el plano horizontal). Si este lquido tambin abandona el sistema, quedara un residuo unario, altamente refractario, de cristobalita pura, que fundira a ms de 1.890C (punto K).

La palanca final R-A-E requiere un tratamiento ms a fondo. Supngase que se tiene una roca hipoabisal, formada a poca profundidad, que presente la siguiente mineraloga y textura:

Matriz eutctica (puede ser vtrea): 27,5% Fenocristales de fayalita + tridimita: 72,5% (= 27,2% + 45,3%)

Ser posible con un mero examen visual tener un estimado de la composicin y temperatura del lquido original que le dio origen (por supuesto, asumiendo equilibrio)? Pues s. Es evidente que, para toda composicin ternaria A (dentro del tringulo) es posible trazar una recta que parta de ET, pase por A y termine en uno de los lados del tringulo. Por ejemplo, la recta R-A-E sera una de tales rectas. Pero, qu representan dichas rectas eutcticas? Si se atiende a las explicaciones antes dadas, durante la cristalizacin del lquido A, la recta R-A-E marca el final de la cristalizacin y A la composicin total del sistema solidificado, es decir, la de la roca generada. Por ello, el punto R denota la composicin de las fases slidas, dada en porcentaje de Fa y Tr, puesto que se halla sobre ese sistema binario (lado Fa-Tr). Con los datos de la roca porfdica anterior es posible ubicar el punto R correspondiente (no tiene por qu llamarse R necesariamente, ste es slo un ejemplo) Cmo? Muy sencillo, basta con recalcular al 100% en peso los porcentajes de los fenocristales:

% Fayalita (recalculado) = 27,2% x 100 / 72,5% = 37,5%

% Tridimita (recalculado) = 45,3% x 100 / 72,5% = 62,5% El problema est casi resuelto. E es un punto fijo en el diagrama y R yace en el lado Fa-Tr, en las coordenadas halladas del sistema binario. Obviamente la composicin del lquido inicial A yace en el algn lugar entre R y ET. Si se regresa el sistema al punto cuando estaba entrando en la meseta eutctica, se tena una cierta proporcin de lquido eutctico y una cierta proporcin de cristales de las fases liquidus del sistema. La informacin petrolgica dada no especifica cual fue la primera fase liquidus, pero, volviendo a la meseta eutctica, al final de sta, cuando slo queda la ltima gota de lquido Cul era la composicin de los cristales antes de cristalizar todo el lquido eutctico como matriz? Pues, precisamente R. Reconociendo que la palanca R-A-E indica la composicin total del sistema, es fcil relacionar los siguientes datos:

% de liquido E = %100xRE

RA = 27,5% (matriz afantica)

% de slidos = %100xRE

EA= 72,5% (fenocristales de Tr + Fa)

El resto es trabajar la palanca al revs, es decir, conociendo las proporciones de lquido y slidos hallar el punto de apoyo. Este ejemplo es muy ilustrativo, pues la composicin del lquido y su temperatura de cristalizacin son justamente las del lquido A: (Ab17,6Fa28,5Sil53,9), a T = 1.520C. Es evidente que, segn la trayectoria de cristalizacin de A, deber haber ciertas evidencias petrogrficas que indiquen que el primer mineral que cristaliz fue una fase de SiO2 y que luego, SiO2 y fayalita cristalizaron cotcticamente.

Varias conclusiones acerca de los sistemas eutcticos ternarios pueden deducirse de este simple razonamiento:

1. Las lavas porfirticas que presentan dos tipos diferentes de fenocristales, casi siempre se forman

por cristalizacin ternaria.

2. Las lavas con muy pocos o sin fenocristales (africas) representan lquidos iniciales eutcticos o muy cercanos a serlo, o lquidos que han sufrido un prolongado perodo de fraccionamiento.

3. Lavas con un solo tipo de fenocristales pueden formarse tambin por cristalizacin ternaria.

4. Lavas con la misma proporcin en peso de dos tipos de fenocristales no necesariamente provienen de lquidos iniciales iguales, ni tienen la misma temperatura de formacin.

5. Lavas con la misma proporcin de matriz y fenocristales de dos minerales distintos, no necesariamente tienen lquidos iniciales iguales, ni la misma temperatura de cristalizacin.

El punto 1 puede ser extrapolado. Si las lavas presentan tres tipos de fenocristales diferentes, se habrn casi ciertamente formado por cristalizacin cuaternaria, aunque es posible que lavas con dos tipos de fenocristales puedan haber sido formadas tambin por cristalizacin cuaternaria. El punto 2 expresa que una lava africa, sin fenocristales, debi provenir de un lquido casi eutctico, puesto que su composicin indica que no hubo fases liquidus y el lquido cristaliz a un agregado de 100% de matriz afantica; pero tambin la separacin continua de cristales por fraccionamiento gravitacional puede generar un lquido residual eutctico y africo. El punto 3 se comprende si la composicin del lquido inicial se halla justo entre uno de los vrtices de componentes puros y el punto eutctico E, de modo que al descender el sistema opuesto a uno de los vrtices cae directamente al punto eutctico, no habiendo cristalizacin cotctica.

Los puntos 4 y 5 son obvios: dos lavas distintas pueden tener fenocristales cuya composicin recalculada sea la misma, por ejemplo R, empero su composicin puede yacer en cualquier lugar de la recta RAE. Slo la proporcin de fenocristales vs. matriz, combinada con R puede ubicar inequvocamente el punto A. Igualmente infinitas palancas que unan E con el sistema binario (lado) correspondiente pueden tener la misma relacin %lquido:%slidos, ubicndose sus puntos de apoyo, o isopletas composicionales, en diferentes partes del diagrama triangular o del sistema ternario.

Trayectorias de cristalizacin/fusin en sistemas ternarios

Para comprender y visualizar mejor las trayectorias de cristalizacin/fusin en sistemas ternarios, como el antes descrito, es necesario definir dos nuevos trminos:

CTS: composicin total de slidos, en un momento determinado de la cristalizacin/fusin

CTL : composicin total del lquido, en un momento determinado de la cristalizacin/fusin

La CTS o composicin total de slidos, en un momento determinado, se refiere a la composicin de los cristales formados (o residuales) a unas condiciones determinadas de temperatura. Por supuesto sta vara continuamente durante el proceso de cristalizacin (o fusin), comenzando desde la primera fase liquidus generada en el sistema y finalizando, por supuesto, con la composicin de la roca final generada. Por ejemplo, como se muestra en la Fig. 5-8, para un lquido inicial de composicin A, la trayectoria de CTS comienza en el vrtice K, donde la fase liquidus son los primeros cristales formados de cristobalita. CTS no se mueve hasta que el lquido alcanza la curva cotctica en B, all CTS contiene los primeros cristalitos de fayalita. Durante el descenso por la curva cotctica, de B a E, la CTS se enriquece en fayalita y comienza a moverse desde el vrtice K hacia el vrtice F, de modo que se desplaza a lo largo del lado SiO2-Fa a medida que la composicin total de los slidos contenga cada vez ms fayalita. Cuando el lquido alcanza el eutctico E los cristales formados de tridimita y fayalita tienen composicin R. La cristalizacin del lquido E cambiar la composicin de la CTS de modo que cuando las ltimas gotas de lquido eutctico hayan desaparecido, la CTS tendr la misma composicin del lquido A inicial. Por lo tanto la CTS se desplazar por la recta R-A-E desde R hasta A, donde termina la cristalizacin.

CTS: K R A ; CTL: A B E

Fig. 5-8. Trayectorias de las composiciones totales de slidos CTS y de lquidos CTL en el sistema ternario Fa-Ab-Slice, para un lquido inicial de composicin A. La CTL o composicin total del lquido, en un momento determinado, se refiere a la composicin del lquido, pero esta no es sino la trayectoria de descenso del lquido desde A hasta B, finalizando en E.

La trayectoria de CTL es ms evidente an: comienza en A, prosigue opuesta al vrtice K hasta B, y de ah, a lo largo de la curva cotctica, alcanza E. Durante la fusin en equilibrio de una roca A las trayectorias de CTS y CTL son los exactos reversos de las anteriores (prcticamente se invierte la direccin de las flechas respectivas).

Durante la cristalizacin sin equilibrio, es decir, con fraccionamiento gravitatorio, la CTS es algo ms compleja, siendo adems discontinua. Tal como se estipul en un ejemplo anterior, si un lquido de composicin G cristaliza sin equilibrio se produce la precipitacin gravitatoria de los densos cristales de fayalita en el fondo de la cmara magmtica, por ende CTS comienza en el vrtice F. Puesto que desde G hasta alcanzar H en la curva cotctica sigue precipitando slo fayalita, la CTS no se mover hasta que el lquido tenga composicin H. All, asumiendo que el magma se ha empobrecido tanto en Fe que su densidad es menor que la de la albita, comienzan a cristalizar fayalita y albita, que se precipitarn juntas al fondo de la cmara. Por ende la CTS salta hacia algn lugar del lado Ab-Fa. Pero, Hacia adnde? Para responder esta pregunta es necesario definir un nuevo trmino, el EXTRACTO FICTICIO INSTANTNEO o EFI. Este es una especie de CTS pero instantneo, es la composicin real de cristales que son removidos del seno del lquido en un instante determinado y se obtiene trazando una tangente a la curva cotctica respectiva (Fig. 5-7). As, al llegar al punto H el EFI tiene composicin S1; justo antes del punto E, EFI ser S2, hasta alcanzar el eutctico, donde EFI ser igual a E. En otras palabras, las rocas cumulativas que se formarn por fraccionamiento gravitacional tendrn las composiciones, desde la base hacia el tope: F S1 E.

Fig. 5-9. Trayectoria de fraccionamiento (sin equilibrio) del extracto ficticio instantneo EFI en el sistema ternario Fa-Ab-Slice, para un lquido inicial de composicin G, y trayectoria fusin fraccionada de CTL para una roca de composicin A, mostrando como curvas punteadas los saltos en la composicin de los lquidos generados desde E, al eutctico binario EFa-Sil, al vrtice F. En condiciones reales estos saltos son casi imposibles, puesto que en interior de la Tierra es caliente, pero no tanto, por lo que una vez alcanzada la temperatura eutctica de 980C, el residuo refractario ser prcticamente imposible de fundir, puesto que habra que aumentar la temperatura en 110 C, algo que es muy poco probable que suceda.

En el caso de la fusin sin equilibrio sucede que cada lquido generado hasta alcanzar el respectivo mximo porcentaje de fusin parcial adiabtica es extrado del sistema dejando un residuo slido cada vez ms refractario. As, el primer lquido generado por fusin de una roca A ser, por supuesto, E. Cuando se alcance el mximo de fusin parcial adiabtica de un 25% (NA/NE %) todo el lquido generado habr sido extrado y el sistema constar de cristales residuales de fayalita y slice, de composicin N. Pero, lo interesante de esto es que dichos cristales N representan ahora una roca binaria, que slo podr comenzar a

fundirse si la temperatura alcanza la del eutctico binario EFa-Sil a unos 1.170C. Al ser removido tambin este lquido eutctico binario quedar un residuo slido altamente refractario de fayalita pura (sistema unario), que fundir a ms de 1.220C.

Este diagrama ha sido escogido como piloto para mostrar cuantitativamente la cristalizacin o fusin, con o sin equilibrio de un sistema ternario eutctico simple. Debido a que uno de sus componentes es SiO2, no puede utilizarse para explicar la generacin de magma basltico en el manto superior, puesto que ste tiene composicin ultramfica y est fuertemente subsaturado en dicho componente. Los diagramas de fases que permiten simular las condiciones de fusin parcial en el manto superior incluyen: el sistema ternario eutctico Fo-Di-Pi, a 40 kb (uno de los pocos diagramas hiperbricos existentes), el sistema pseudoternario eutctico-peritctico Fo-An-Di y los sistemas ternarios peritcticos Fo-An-SiO2 y Fo-Di-SiO2. Para explicar la gnesis del magma grantico se propone, adems del diagrama Fa-Ab-SiO2, el sistema Ab-Or-SiO2. Sin embargo el origen de las rocas granticas es un problema demasiado complejo y sumamente controversial, aun no resuelto del todo, que est muy por encima de los objetivos de este texto introductorio. Aun siendo su origen ms somero que el basltico, el origen del magma grantico es mucho ms misterioso que el del magma mfico.

SALTO DE LQUIDO

N

5.4 Generacin y evolucin del magma basltico Existe un consenso mundial de que el magma basltico se origina por fusin parcial moderada de la peridotita del manto superior. Por ende los sistemas que permiten simular dicho proceso deben ser mficos en lo posible, es decir, sus componentes deben ser minerales magnesianos, como Ol, Di, Pi, En. Los sistemas con En involucran siempre reacciones peritcticas relacionadas con SiO2, por ello son difcilmente cuantificables y muy complejos en su manejo. En este texto introductorio se estudiarn varios sistemas mficos, pero sin En, que permiten un tratamiento cuantitativo a fondo y dos con En y SiO2, donde hay reaccin peritctica.

5.4.1 Sistema Dipsido-Forsterita-Anortita, a P = 1 bar: Sistema pseudoternario o "join"

Un sistema aplicable a la cristalizacin de magmas baslticos es el sistema Di-Fo-An (Fig. 5-10). Este contiene un punto eutctico ternario E ubicado en la interseccin de tres lneas cotcticas y un campo donde cristaliza ESPINELA MgAl2O4, que no es un compuesto intermedio entre Fo y An, puesto que no contiene ni CaO, ni SiO2, siendo un xido mltiple de Mg y Al. Por ello el diagrama es denominado pseudoternario (en Ingls, join). Dos lneas cotcticas unen al eutctico ternario E con dos eutcticos binarios (D y F), otra lnea cotctica une E con B y otras dos lneas cotcticas (HB y GB) convergen en B, punto peritctico, delimitando el campo de cristalizacin de la espinela (GBH). Dentro de este campo se proyecta, en la posicin An72Fo28, un punto mnimo K, que es otro peritctico, a 1.320C, pero situado fuera del plano del diagrama. Las flechas indican la trayectoria en que procede la cristalizacin, descendiendo los lquidos a lo largo de curvas cotcticas univariantes que finalizan en E, el punto de mnima temperatura del sistema. Si se ignora el campo de la espinela, el sistema es un eutctico ternario, con un punto eutctico E a 1.270C.

Lo que en realidad sucede es que el diagrama An-Fo-Di es una seccin triangular de un diagrama cuaternario con forma de tetraedro, cuyos vrtices son los componentes CaO-Al2O3-MgO-SiO2 (sistema CAMS, Fig. 5-11). En efecto, cualquiera de los cuatro minerales que se forman en este sistema puede ser expresado como una combinacin de stos xidos: anortita (CaO.Al2O3.2SiO2), forsterita (2MgO.SiO2), dipsido (CaO.MgO.2SiO2), espinela (MgO.Al2O3). La seccin del tetraedro fue hecha a la altura del verdadero eutctico cuaternario EC, el cual es un punto en el interior del tetraedro. El punto E no es un verdadero eutctico ternario, por ello el sistema Fo-An-Di se considera como pseudoternario o join . Se observa que todos los lquidos que yacen en el tringulo ABC (REGIN DE ESPINELA) cristalizarn espinela, durante un breve lapso, slo que los lquidos cuya composicin yace dentro del sector GBH cristalizan espinela primero. Sin embargo, los lquidos fuera del tringulo ABC (REGIN BASLTICA) no cristalizarn nunca espinela y seguirn una de las tres trayectorias DE, FE o BE, concluyendo su cristalizacin en E, donde el lquido eutctico ternario cristaliza invariantemente a una mezcla en proporcin eutctica, de An+Di+Fo, pobre en Fo, que rodear a todos los cristales previamente formados, es decir, una matriz basltica.

Si se considera la cristalizacin de un lquido de composicin X (en la REGIN DE ESPINELA), la historia de la cristalizacin fraccionada ser como sigue: en X comienza a cristalizar Fo, la composicin del lquido variar de X a Z, alejndose del vrtice C. Desde Z hasta B cristaliza espinela Es junto con forsterita Fo, y la composicin del lquido cambiar a lo largo de la lnea cotctica Z-B, hasta alcanzar B, donde cesa de formarse espinela, siendo disuelta la hasta ahora formada por una reaccin peritctica en B. A partir de B hacia E comienza a cristalizar anortita junto con forsterita. La cristalizacin prosigue hasta el punto E, donde el lquido eutctico rico en An y Di, pobre en Fo, formar una matriz que rodear a los cristales previamente formados de Fo y An. Ntese que la roca va a contener fenocristales de dos tipos solamente (Fo + An) y una matriz con tres minerales, a pesar de que el sistema es cuaternario.

La cristalizacin de espinela (un xido complejo de Mg-Al) en un lquido silicatado ocurre a travs de una reaccin qumica. En efecto, el punto B en el diagrama es un punto de reaccin o peritctico. La diferencia entre un punto peritctico y otro eutctico es fcil de apreciar en un diagrama ternario: las curvas cotcticas van todas hacia el eutctico ternario E (BE, DE y FE), mientras que en un punto peritctico, como B, se tienen curvas entrantes (GB y HB) y salientes (BE). La compleja reaccin que ocurre involucra los componentes CAMS del sistema cuaternario, y es la siguiente:

An + Fo Di + Es + SiO2 CaAl2Si2O8 + Mg2SiO4 CaMg[Si2O6] + MgAl2O4 + SiO2

ANORTITA FORSTERITA DIPSIDO ESPINELA SLICE

La cristalizacin de espinela en el seno de un magma lo enriquece en slice, puesto que dicho mineral no es un silicato sino un xido mltiple, carente por completo de slice. De este modo, al llegar al el lquido al punto B, ocurre la reaccin inversa (hacia la izquierda) y el exceso de slice reacciona con la espinela formada, destruyndola, cristalizando simultneamente An + Fo. En el caso en que no hubiese equilibrio, la espinela precipitara y no reacciona con el lquido sobresaturado en slice, preservndose en el fondo de la cmara magmtica, donde luego ser cubierta por otros estratos de cristales precipitados de Fo y Fo+An (en la vida real dicho mineral contiene Fe, Mn y Cr, constituyendo una fase de alta densidad, como CROMITA o MAGNETITA, por lo que puede perfectamente sufrir fraccionamiento gravitatorio). Existen numerosos ejemplos de este proceso de fraccionamiento o asentamiento gravitacional en grandes intrusivos mficos denominados complejos gabroides estratiformes, que se cuentan entre los cuerpos gneos ms voluminosos del planeta. Es obvio que, para la gran mayora de composiciones de lquidos iniciales en este diagrama, el lapso de cristalizacin de la espinela es muy reducido o, simplemente, no existe. En efecto, la espinela, si se presenta en los basaltos, ser siempre como un accesorio poco abundante, producido nicamente por fraccionamiento, siendo ms comn en cuerpos plutnicos altamente fraccionados y estratiformes (donde el mineral en realidad corresponde a las especies CROMITA, PICOTITA o MAGNETITA).

Fig. 5-10. Sistema pseudoternario o join Di-Fo-An, a P = 1 bar. El sistema es pseudoternario (join) debido a que contiene un campo donde cristaliza un mineral diferente a sus componentes iniciales, la espinela, que no es un silicato, sino un xido complejo. En realidad este diagrama triangular es la seccin de un tetraedro formado por CaO, Al2O3, MgO y SiO2 (sistema CAMS, ver Fig. 5-36). La cristalizacin de un lquido X procede segn la trayectoria X Z B E. Tomado y modificado de SOOD (1981).

K . 1320

An Regin de espinela B Regin basltica Di Fo

Evidentemente, durante la fusin sin equilibrio, toda mezcla rica en An + Fo genera primero un lquido de composicin igual a K, a 1.320C. Adems al igual que los lquidos pobres en slice, ubicados en el tringulo ABC, pueden cristalizar espinela, es posible que lquidos muy pobres en slice y en MgO puedan cristalizar Al2O3, como CORINDN, por lo que en algn nivel del diagrama tetradrico cuaternario (ver Fig. 5-11, sistema CAMS), por encima del plano del diagrama triangular y en los alrededores del vrtice Al2O3, deber existir un volumen o campo donde el corindn sea la fase liquidus. En la regin de Thailandia-Camboya algunos basaltos alcalinos y basanitas intrapaca, es decir, lavas subsaturadas en slice, contienen grandes cristales de corindn de las variedades zafiro o rub, que son liberados por meteorizacin de la lava y se acumulan en placeres aluviales. El vrtice SiO2 evidentemente se sita por debajo del plano del diagrama triangular, estando los volmenes de espinela, periclasa (MgO) y corindn por encima del plano del papel, en la zona pobre en slice, opuesta al vrtice SiO2.

Fig. 5-11. Sistema cuaternario (tetradrico) CaO-Al2O3-MgO-SiO2 (sistema CAMS) mostrando la ubicacin del sistema pseudoternario o join Di-Fo-An y la posicin fuera del diagrama ternario de los campos de estabilidad de la espinela, el corindn y la slice (dichos campos se representan esquematizados, por simplicidad, pues en realidad son volmenes tridimensionales dentro del tetraedro principal). Slo el campo de la espinela aparece como una cua triangular en el sistema pseudoternario Di-Fo-An, los de corindn o slice se hallan muy por encima o muy por debajo de ste. Un verdadero sistema basltico tiene al menos seis componentes, ya que Na2O y FeO son tambin componentes mayoritarios de esos magmas, de modo que aqu se muestra grandemente simplificado. Al aadir ms componentes la cristalizacin o fusin ocurren a temperaturas mucho ms bajas que las mostradas en estos diagramas simplificados.

Sistema cuaternario

CaO-Al2O3-MgO-SiO2 (CAMS)

Sistema ternario Di-Fo-An

5.4.1 Sistema Forsterita-Dipsido-Piropo, a P = 40 kb Sistema ternario eutctico, a muy alta presin

Este sistema, cuya obtencin fue posible en ciertos laboratorios hiperbricos, a muy elevadas presiones y temperaturas, equivalentes a las que imperan a unos 130 km de profundidad en el manto superior, permite estudiar el origen de los magmas baslticos generados por fusin parcial de la peridotita granatfera del manto, werhlita, formada a esa profundidad por olivino, clinopiroxeno y granate rico en componente piropo. (Fig. 5-12). Existen tres eutcticos binarios, E1 del sistema Fo-Di, E2 del sistema Fo-Pi, y E3 del sistema Di-Pi. Las flechas indican las trayectorias de cristalizacin cotctica, que convergen todas en el eutctico ternario ET. Ntese que la verdadera composicin mineralgica de la LHERZOLITA del manto debera incluir tambin En, es decir, ortopiroxeno, pero ese componente, presente en un 10% o menos, ha sido obviado por simplicidad en este diagrama ternario. Evidentemente el sistema mantelar es al menos cuaternario, pero la cantidad de opx es casi siempre inferior al 10%, lo que permite obviar dicho componte y trabajar en un sistema ternario, ms cuantificable y de mejor visualizacin.

Toda roca formada por una mezcla de los tres minerales Fo+Di+Pi (werhlita granatfera) generar cierta proporcin de lquido eutctico ternario al comenzar su fusin, a 1.670C. Como siempre, la cantidad (% e.p.) generada de lquido eutctico depender de la composicin de la roca y ser igual o menor al mximo porcentaje de fusin parcial adiabtica, a T = 1.670C. Como se dijo antes la fusin de la roca del manto es, cuando menos, cuaternaria, sino de mayor orden, y en realidad ocurre a mucho menor temperatura que la muestra este diagrama ternario simplificado. Un magma de 1.670C es una komatita y no puede generarse como lquido eutctico, puesto que las primeras gotas de la fusin seran eutcticas, es decir, mficas, mientras que la komatita representa un magma ultramfico formado por ms de 50% de fusin parcial de peridotita, no las primeras gotas de fusin incipiente del manto. Aadir el componente En (opx) bajara el punto eutctico unos 150 C, pero se requieren otros componentes para alcanzar la temperatura verdadera de erupcin de las lavas baslticas, que en Hawai no supera los 1.200C. El componente ferroso, presente en el granate, el clinopiroxeno y el olivino, y los componentes sdico y alumnico, presentes en el clinopiroxeno y en el granate, y quizs alguna pequea proporcin de voltiles (0,1%) lograran bajar el punto eutctico a niveles ms reales.

La fusin en equilibrio de una roca P, rica en Ol y Di, pobre en Pi (o werhlita, frecuente en los ndulos

ultramficos del manto trados a la superficie por ciertas lavas alcalinas y las kimberlitas), generar 20% de lquido eutctico, cuya composicin es qumicamente similar a la de un basalto, siendo muy pobre en Fo y relativamente rico en SiO2, con 50% de SiO2 TOTAL, aproximadamente. Pero, como se dijo anteriormente, la fusin casi nunca ocurrir en equilibrio, por lo tanto es posible tener un continuo entre el perfecto equilibrio, equilibrio parcial y el desequilibrio total. Durante la fusin en equilibrio el lquido permanece en contacto con los cristales residuales y cambia de composicin gradualmente, hasta alcanzar la fusin mxima posible, incluso total; durante la fusin sin equilibrio el lquido formado es continuamente removido del sistema y extrusionado hacia la superficie, no estando en contacto con el residuo slido. Considerando este ltimo caso, una vez que todo el lquido posible (mximo porcentaje de fusin parcial adiabtica) haya sido extrado quedar un residuo slido altamente refractario Fo60Di40, que fundir slo a mayor temperatura, en el eutctico binario E1 correspondiente, a 1.745C. Igualmente, una vez que todo el lquido eutctico binario haya sido extrado, quedar un residuo monominerlico de Ol, prcticamente refractario que solo fundira a muy elevados 2.075C.

Durante la fusin sin equilibrio se generarn tres fundidos eutcticos distintos, cada uno a mayor temperatura que el anterior; empero esto es improbable que ocurra en escenarios naturales, pues es ya bastante arduo alcanzar el solidus con la limitada cantidad de calor disponible en el manto superior, de modo que aumentar aun ms la temperatura es poco menos que imposible. En realidad la verdadera forma en que se genera y se segrega el magma en el manto o en la corteza debe ser un compromiso entre ambos extremos, algo que, por desgracia es muy difcil de cuantificar con diagramas de fases simples, como el aqu propuesto. Es obvio que el lquido ET generado por la fusin parcial, con o sin equilibrio, es equivalente a un BASALTO (obviando su temperatura, claro est) y como tal, al ascender desde el manto hacia la corteza y la superficie estar sometido cada vez a menores presiones, cristalizando en la superficie como lava basltica, a P = 1 bar. Por ende ser posible reubicar dicho lquido ET en el diagrama Fo-Di-An, en la regin basltica, donde en efecto pertenece (ver inserto a la izquierda de la Fig. 5-10, y la Fig. 5-11), como un lquido bastante cercano al eutctico E de dicho diagrama, puesto que es pobre en Fo y rico en Di y An. Una roca priva de Fo, formada por Di y Pi sera una eclogita, su fusin parcial ocurrira en el punto eutctico binario E3, a 1.690C, generando un magma basltico que se ubicara tambin muy cerca del punto E ternario del diagrama Fo-Di-An, pero en el lado An-Di, pues carecera de Fo.

MAGMA BASLTICO Trayectoria del lquido: ET Q P GENERADO Trayectoria del slido: P R Fo

Fig. 5-12. Sistema ternario eutctico simple Fo-Di-Pi, a 40 kb (130 km de profundidad). Este sistema aproxima bastante bien los procesos de fusin parcial que dan origen a los magmas baslticos en el manto superior. Tomado y modificado de Hall. (1989). El inserto muestra como un lquido eutctico generado a profundidad cristaliza una roca basltica en o cerca de la superficie (diagrama Di-An-Fo, a P = 1 bar).

Los componentes minerales An: CaAl2Si2O8 y Pi: Mg3Al2[SiO4]3 representan el componente alumnico del magma, ausente en Di y Fo, por lo que sus composiciones son casi equivalentes. En efecto, ambos minerales contienen un mol de Al2O3. Claro est, las proporciones de los otros componentes no son iguales, un mineral es clcico y el otro magnesiano, y no contienen los mismos moles de SiO2, pero si se recalculan todos los componentes faltantes tomando en cuenta Di y Fo (componentes con Ca-Mg y Mg, respectivamente) es obvio que las cantidades de Di y An equivalentes a una cierta proporcin de Di y Pi sern ligeramente superiores.

Esto coloca al lquido muy cerca del eutctico E y es precisamente lo que se observa en la naturaleza: los basaltos tienden a ser rocas africas, sin fenocristales, por lo que, como primera aproximacin, fueron generados

por lquidos muy cercanos al eutctico E del diagrama Di-An-Fo. Debe quedar claro que la composicin mineralgica del manto ser determinante en el tipo de magma que se va a generar, sin contar por supuesto las condiciones de (T,P) y la presencia de voltiles, como H2O y CO2. Por eso no existe un solo tipo de magma basltico ni slo se generan basaltos en el manto superior. A unos 70 km de profundidad el porcentaje de fusin parcial determina el tipo de basalto: si ste es escaso, los basaltos sern alcalinos, si est entre 20-40% sern tholeticos y a ms de 40%, komatiitas, lavas ultramficas, hoy casi desconocidas pero muy abundantes en la Era Precmbrica. Sin embargo rocas komatticas han sido descritas en Colombia y Venezuela en ofiolitas o bloques tectnicamente emplazados sobre Suramrica provenientes de la Caribbean Large Igneous Province, CLIP, mejor conocida como meseta submarina del Caribe, que conforma la corteza de la placa homnima. Se asume que dicha CLIP se gener por masivas extrusiones submarinas de basaltos, picritas y komatitas sobre la corteza ocenica de una parte de la placa del Pacfico, al oeste de Suramrica, cuando sta fue afectada por el punto caliente que ahora se halla en las islas Galpagos. Dicha meseta basltico-komattica le confiere a la placa del Caribe un espesor anmalo que supera los 20 km, algo inusual en lo que se refiere a corteza ocenica, que normalmente tiene entre 6-7 km de espesor.

P = 1 bar

ROCA BASLTICA SOLIDIFICADA

Q

R

5.4.3 Sistema Dipsido-Albita-Anortita, a P = 1 bar. Sistema ternario con solucin slida Este sistema se representa en la Fig. 5-13. Los lados Di-Ab y Di-An representan sistemas binarios

eutcticos, pero el lado Ab-An representa una solucin slida ilimitada, mostrada abajo como diagrama auxiliar: es la serie continua de las plagioclasas (sistema Ab-An). La unin de los dos nicos eutcticos presentes forma una sola curva cotctica que representa un nico valle en la superficie liquidus. La temperatura, al igual que en el caso anterior, es la cota, en forma de curvas de nivel. Esta es la tpica composicin de las muy comunes y universales lavas baslticas, formadas por partes subiguales de Ca-cpx y (Ca,Na)-plag.

Considrese la cristalizacin de un lquido inicial de composicin F: Di50 Ab25 An25. La posicin inicial del lquido F* se halla por encima de la superficie liquidus, situndose verticalmente sobre el punto F. La cristalizacin comienza cuando, al bajar la temperatura, la isopleta corta la superficie liquidus, justo en el punto F, a 1.270C, donde se forman los primeros cristalitos de Di, PC. Desde all la composicin del lquido variar en una recta que se alejan del vrtice Di, debido a la precipitacin de cristales de dipsido, hasta alcanzar la lnea cotctica o valle central, en G. Aqu, a 1.242C, comienzan a formarse los primeros cristales de plagioclasa. Desde ahora en adelante ambos minerales cristalizarn conjuntamente y la composicin del lquido migrar "valle abajo", a lo largo de la lnea cotctica. En el punto G, aplicando la regla de la palanca, el sistema consiste de:

% de lquido G = %100xHG

HF = 14,9% (fundido residual)

% de slidos = %100xHG

FG = 85,1% (cristales formados de Di + Plag)

En este punto, sobre la lnea cotctica, existen tres fases en equilibrio: un lquido residual, cristales de Di y

los primeros cristales de plagioclasa formados. La varianza del sistema ser:

f + g = c + 1

3 + g = 3 + 1

CURVA COTCTICA g = 1 (CURVA UNIVARIANTE ISOBRICA)

La lnea cotctica es una curva univariante y exceptuando los dos eutcticos binarios, no existen otros puntos invariantes en el sistema (excepto, claro sta, los tres vrtices, que representan los puntos de fusin de los tres componentes puros). Una vez alcanzada la posicin G en el valle cotctico la cristalizacin prosigue "aguas abajo", a lo largo de la curva (hacia la izquierda, en el diagrama), pero hasta dnde?

La composicin de los primeros cristales de plagioclasa formados en el punto G puede ser determinada de la siguiente manera. Si se asume que el lquido G es una mezcla de Ab y An (en la proporcin indicada por el punto PM) y que el componente Di no surte ningn efecto sobre el sistema, se puede tratar el sistema como un sistema binario de solucin slida. En dicho sistema binario un lquido de composicin PM (An50Ab50) precipitar cristales de plagioclasa muy clcica, de composicin PI, obtenida proyectando PM sobre el diagrama binario auxiliar e intersecando la curva solidus con la isoterma horizontal correspondiente. Por ende el lquido G est simultneamente en equilibrio con cristales de Di y cristales de plagioclasa de composicin An83. En condiciones de equilibrio la cristalizacin de Di y plagioclasa, acompaada de la reaccin continua de sta con el lquido, proceder hasta que la ltima gota de lquido M reaccione con la plagioclasa formada, alcanzando sta su composicin original PM (An50).

El punto PF, que marca el final de la cristalizacin binaria, se obtiene intersecando la isoterma que corresponde al final de la cristalizacin binaria con la curva solidus: ltimas gotas de lquido, UG. La proyeccin de PF sobre la base Ab-An unida con el vrtice Di origina el punto M, que marca el final de la cristalizacin en el sistema ternario. Las rectas de trazos, como M-PM, indican las composiciones de las plagioclasas que estn en equilibrio con lquidos determinados y se denominan LNEAS DE UNIN: se representan en el diagrama como rectas gruesas de trazos. Las lneas de unin mostr