Fundamentos de Petrología

Clase 2: 09.03.2011

• Cristal es la forma que adopta un mineral internamente.

• Hay minerales que forman distintos cristales, y distintas formas cristalinas.

• Forma policristalina implica muchos cristales de un mismo mineral

• Mineral: Sólido homogéneo, natural, con una composición química definida (pero igualmente variable) y una disposición atómica ordenada. Comúnmente se forma mediante un proceso inorgánico.

• Sólido Homogéneo: No es posible separar físicamente en los distintos componentes químicos.

• Natural: No se incluyen los sintéticos.• Composición química definida, pero no

necesariamente fija: La composición tiene ciertos límites, pero tiene una fórmula química – Solución Sólida (La mayoría de los silicatos son solución sólida).

• Silicatos: Tienen radicales de sílice• (Mg, Fe)SiO3: Solución sólida, no importa

el orden del paréntesis. Límites: MgSiO3...FeSiO3. En la solución, Mg + Fe = 1 catión.

• Ca(Mg, Fe)Si2O6 (Diópsido)• NaAlSi3O8 (Albita) ...CaAl2Si2O8 (Anortita)

= Na1-0Ca0-1Al1-2Si3-2O8 (Plagioclasa). La valencia del Ca es 2, mientras que la del Na es 1, por eso Al y Si varían.

• Fracción Molar: Forma de expresar la concentración de los componentes de una solución sólida. ◦ Ej: Cuanta Anortita tiene disuelta una

Plagioclasa: XplagAnortita = 0,3 → 30% de

Anortita.• Disposición atómica ordenada → Tiene

estructura cristalina. Modelo geométrico regular.

• Polimorfismo: Un mismo compuesto que puede cristalizar en dos formas distintas.

• Procesos inorgánicos: Hay excepciones biogénicas.

• Minerales: Propiedades físicas.◦ Clivaje: Tendencia a romperse a lo

largo de planos predecibles.◦ Fractura: Ruptura Impredecible◦ Dureza◦ Densidad◦ Propiedades Ópticas◦ Propiedades Magnéticas◦ Forma◦ Sistemas Cristalográficos

Clase 3: 14.03.2011

• Microscopía Óptica◦ En general los silicatos son traslúcidos

(dejan pasar la luz).◦ Basados en propiedades ópticas◦ Se establecen relaciones de tamaño,

que minerales se forman primero, etc◦ Rocas Volcánicas: Gran parte es

matriz, formada generalmente por silicatos o vidrio volcánico

◦ Ley de Bragg. Mientras más grande d, + intensas son las radiaciones.

• Microscopio electrónico de Barrido◦ Permite ver las superficies de los

minerales. También algunos pueden determinar la composición.

◦ También se estudian cenizas volcánicas y microfósiles

• Microsonda Electrónica◦ Los preparados se bombardean con

electrones, salen emisiones de R-X y se producen los espectómetros.

◦ Uno puede elegir que mineral de la roca bombardeará para ver cual es.

• HR-Tem (Nanotecnología).◦ Se llega a las columnas de átomos

dentro de la estructura cristalina.◦ Muestra: Molino Iónico, muy

pequeño, el cual es pulido iónicamente hasta dejar una superficie muy delgada, y esto se mide.

Silicatos

• Más del 90% de los minerales de las rocas son silicatos.

• Resultan de la unión entre Si y O (Valencias – Si = +4, O = -2).

• Se forma un tetraedro, en el centro está el Si.

• Se repite al infinito para formar los distintos silicatos.

• Un electrón de valencia está ligado al Si, y el otro se enlaza con otros electrones para formar la estructura.

• Estructura polímera: Forma macromoléculas.

• Sólo se puede compartir 1 O entre dos tetraedros, ya que de otra forma los átomos de O quedan muy cerca y se repelen.

• Así se forman los siete tipos de silicatos que existen:◦ Filosilicatos: Hojas.◦ Tectosilicatos: No tiene valencia, no

sobran O. “Estructura Perfecta”.◦ Inosilicato Simple: Cadena Simple.◦ Inosilicato Doble: Cadena Doble.◦ Nesosilicato: Un tetraedro.◦ Disilicato: Dos tetraedros.◦ Ciclosilicatos: Anillos.

• Las valencias de los distintos tipos de silicatos permiten los enlaces con las otras moléculas de otros minerales.

• Estas clases de silicatos se diferencias en su relación Si/O.

• Las rocas ígneas con más sílice, presentan más tectosilicatos.

• Número de Coordinación: Número máximo de aniones que pueden estar alrededor de un catión. Tiene que ver con los radios iónicos.

• En los silicatos es el número de oxígenos alrededor de un catión.◦ Coordinación Cúbica: Nº8◦ Octaédrica: Nº6◦ Tetraédrica: Nº4

• Feldespato: Tectosilicato, en el cual un Si es reemplazado por Al

• Fórmula Estructural de los Silicatos◦ XmYn(ZpOq)Wr

◦ X: Cationes grandes (1- 1.6Aº) con carga débil, coordinación 8 a 6 con el oxígeno: K, Na, Ca.

◦ Y: Cationes Medianos (0.5 – 0.8 Aº) divalentes a tetravalentes en coordinación 6: Fe, Mn, Mg, Ti, Al

◦ Z: Iones pequeños (0.26 – 0.39 Aº) con carga fuerte en coordinación 4: Si, Al

◦ O: Oxígeno◦ W: Grupos de aniones adicionales:

OH, Cl, F.◦ p,q: Dependen de la clase de silicatos.◦ m,n,r: Condición de neutralidad

Cristalización de minerales y exsolución gaseosa

• Exsolución: Dejó de ser una solución, es válido para fases minerales.

• La condición básica para que cristalice un mineral o se exsuelva un gas de un magma tiene que haber saturación de los elementos que formarían el mineral. Las condiciones de P,T, tiempo, espacio son determinantes para la saturación, pero de no existir esta, no cristalizan los minerales.

• Solubilidad: Capacidad máxima que tiene una solución para disolver los solutos. Después de la capacidad máxima el soluto que sobra no forma parte de la solución. La solubilidad del agua aumenta con la presión.

• Saturación: Condición en la cual no sobra ni falta soluto para disolver. Si falta es insaturado, si sobra es sobresaturado.

• Los gases se disuelven en el magma.• Las vesículas de los magmas son burbujas

que indican sobresaturación de gases.• Cambios en el equilibrio implican

cambios en la solubilidad.• Los fatores que gatillan la cristalización y

la exsolución son diferencias en temperatura y presión (Análogo es al destape de una cerveza que bajo nuevas condiciones no es capaz de retener el gas). (La cerveza helada retiene más gas que una tibia, por lo que expulsa menos gas al abrirla).

• En los magmas ocurre lo mismo que una cerveza.

• A menor presión, el magma retiene menos agua y la bota. Para los sólidos es igual. Al no poder retenerlos, estos cristalizan, cambiando de fase.

• Solubilidad del agua en el Magma: La P indica profundidad también con este gráfico se puede determinar la sobresaturación (darle un valor) – First Boiling

• A menor temperatura, el magma retiene más volátiles.

• Un magma emplazado en la corteza que es más fría, comienza a cristalizar, y si los minerales no incluyen volátiles, el magma se enriquece de volátiles, lo cual se llama second boiling.

Clase 4: 16.03.2011

• La cristalización como agentes de cambios en el líquido magmático. Cambios en la.◦ Temperatura◦ Composición◦ Densidad◦ Viscosidad.

• ¿Qué sucede con la temperatura de la solución cuando cristaliza una fase mineral? Cuándo se pasa de estado líquido a sólido: Líquido es más energético.

• Pasa de estado de más energía a uno de menor energía → Libera energía.

• ¿Qué sucede con la temperatura de la solución cuando se exsuelva una fase gaseosa? Necesita absorber energía para pasar de sólido a líquido.

• Cristalizar o exsolver afecta la temperatura media. Esto se llama calor latente.

• dH = dQ + Vdp. Isobárico → dHp = dQp, dQp = CpdT.

• Cp: Calor específico, cantidad de calor necesaria para subir en un 1ºC 1 gr.

• Luego, la temperatura permanece constante durante la reacción de fusión. El calor absorbido se usa para formar los nuevos enlaces.

• Cristal absorbe calor → Temperatura sube a tasa igual a Cp.

• Al llegar a la Tº fusión el calor absorbido no sube la temperatura del sistema.

• Cambios Composicionales en el líquido magmático, generados por la cristalización◦ Cristalizan algunos minerales

primeros que otros según serie de Bowen. Por ejemplo si cristalizan minerales con Ca, este elemento lo obtienen del líquido magmático.

◦ Si un mineral para formarse necesita 5% Ca y el magma tiene 2% Ca se empobrece. Si la concentración en el mineral es menor que en el magma, entonces el líquido magmático se enriquece.

◦ Podemos tener un magma basáltico u terminar en uno riolítico → Pérdida o enriquecimiento de sílice.

• Composición química de rocas ígneas.◦ Elementos más abundantes en la

corteza: O2 – 46.6%, Si – 27.7%, Al – 8.1%, Fe – 5%. Minerales formadores de rocas son silicatos, ya que el oxígeno y el silicio son lo más abundantes.

◦ Corteza terrestre y océanica, formada mayoritariamente por rocas ígneas.

• ¿Qué refleja la composición química de una roca? Corresponde a los aportes que cada mineral hace a la roca. Si no hay minerales, hay vidrio. También puede haber ambas.

• ¿Esta composición química representa la composición del líquido magmático? Se asume que los minerales se formaron en equilibrio con el líquido. Se relacionan las composiciones. (En la naturaleza no siempre se da. No todo está en equilibrio).

• En un magma pueden haber distintas concentraciones de minerales en distintas partes del líquido. Si tengo un vidrio, estoy seguro que es un líquido y caso extremo.

• La composición química de una roca se expresa en porcentaje de óxidos.

• Elementos mayoritarios◦ Abundantes◦ Forman parte esencial de estructura

interna de silicatos◦ 99% de la estructura.◦ SiO2, Fe2O3, Na2O, Al2O3, MgO, H2O,

TiO2, K2O, MnO, FeO, P2O3.• Elementos Traza.

◦ Solo entran a estructura cristalina de la roca si elementos mayores los dejan. Generalmente de radio grande y entran en pequeñas cantidades.

◦ No forman silicatos.◦ Reemplazan elementos mayoritarios

(Sustitución).◦ Se mide en PPM.

• Isotopía: Razones isotópicas. Representa el ADN del magma y este no cambia a menos que se contamine con ADN de otro magma. Este ADN se adquiere de sus padres, del protolito (roca madre que dio origen al magma).

• Conocer la roca madre es muy importante en Petrología.

• Un magma que dio origen a distintos magmas (basálticos, riolíticos, etc) tiene solo una roca madre (Ej, del manto).

• Metodos Analíticos → Muestreo y representatividad.◦ Cristales se posicionan en la máxima

intensidad del flujo◦ En una lava, hacia el medio,

encuentro cristales, a los bordes, no.◦ Mientras más grande el tamaño del

cristal, más grande es la muestra para que sea representativa.

• Elementos mayoritarios: SiO2 (45 – 75% peso). Al2O3 (10 – 20% peso)

• Rocas◦ Ultrabásico - < 48% SiO2

◦ Básico – 48-53% SiO2

◦ Intermedio – 53-64% SiO2

◦ Intermedio-Ácido – 63-68% SiO2

◦ Ácido - > 68% SiO2

• No confundir máfico (composicional) con ultrabásico (según cantidad de sílice).

• ¿Cómo se utilizan los análisis químicos?

• Diagrama de variación de óxidos → Pueden marcar la aparición de una reacción durante la evolución de un magma.

• Evolución magmática: Ver concentración de Ca y Si y ver como varía.

• Para clasificar las rocas volcánicas: Si no hay minerales o son muy pequeños → Usamos la química (única forma de clasificar)

• Clasificación de elementos trazas según comportamientos en la fusión de rocas o cristalización de líquidos magmáticos.◦ Elemento: ¿Cristaliza o se queda en el

líquido magmático?◦ Elemento: Compatible o Incompatible

(K < o > 1), con K, coeficiente de partición. K = Cs/Cl

◦ K depende de la composición del

líquido y del mineral.◦ Cs = Concentración del elemento en

el sólido.◦ Cl = Concentración del elemento en el

líquido.◦ K > 1 → Elemento Compatible.◦ K < 1 → Elemento Incompatible.◦ K depende de la composición del

líquido y de los minerales que participen en la fusión.

• Generación de magmas: Siempre se forman por fusión de un protolito.

• Fusión total y parcial: Tiene que ver con la cantidad de mineral que se forma.

• Roca: 50% A, 50%B◦ Si roca 50% A y 50% B, y funde 50% y

50% → Fusión Total◦ Si roca 50% A y 50% B, y funde 18% y

30% → Fusión Parcial• FT: Misma proporción que roca madre• FP: Distinta proporción que roca madre.

Clase 5: 21.03.2011

Propiedades Físicas de los Magmas

• Temperatura◦ Se mide con termómetro, en lavas de

volcanes actuales. Para magmas antiguos, se utiliza el principio del actualismo.

◦ También sabiendo la temperatura de cristalización de ciertos minerales, asumiendo que cristalizan en equilibrio. Hay que saber cual es la composición precias de los minerales para estudiar bien el equilibrio

◦ Geotermómetros, Geobarómetros y Geobarotermómetros: Rocas muy dependientes de la T, P y T + P.

◦ Temperatura Líquidus: Temperatura a la cual existe sólo la fase líquida, pero justo en el equilibrio antes de comenzar a cristalizar (850 – 1200ºC).

◦ Magma Sobrecalentado: Tiene Temperatura en exceso de su equilibrio con los primeros cristales que se van a formar.

◦ Temperatura Sólidus: Temperatura a la cual solo hay fase sólida. No hay nada de líquido (700 – 900 ºC).

◦ Si la Tº Líquidus y Sólidus tienen poca diferencia cristalizan totalmente rápido y se ponen más viscosos, por lo que ascienden más lento.

◦ Los magmas que tienen más áltas temperaturas son basálticos. Los de más baja son los riolíticos.

◦ La Tº sólidus y líquidus puede cambiar naturalmente, por ejemplo, agregándole volátiles al sistema. Al agregar agua a un sistema anhidro (0% agua) su temperatura de fusión disminuye.

• Densidad◦ Muy importante en la evolución de

cámaras magmáticas.▪ p tierra = 5.22 gr/cm3▪ p corteza continental = 2.67 ▪ p manto = 3.33.

◦ Si la densidad es menor, tiende a ascender. El ascenso también depende de otros factores (viscosidad adecuada y un tamaño mínimo).

◦ Los magmas riolíticos son menos densos que la corteza continental, por lo que es fácil que asciendan, no así los basálticos.

◦ Factores que modifican la densidad de los líquidos magmáticos.▪ Temperatura: Mayor volumen, se

dilata y se hace más liviano.▪ Presión: Menor volumen.▪ Contenido de Volátiles →

Burbujas▪ Cristalización

◦ Los cambios en la densidad es el motor de los magmas. De esta forma son dinámicos.

◦ Coeficiente de Expansión Termal: Cambio proporcional de volumen, por cada grado a P constante.

◦

◦ Coeficiente de Contracción

Barométrica: Cambio proporcional de volumen por cada bar a temperatura constante.

◦ Efecto de la cristalización en la densidad de los líquidos magmáticos: va a variar la composición de magma, ya que los minerales que se van formando van a ocupar elementos. Dependiendo de los elementos que cristalicen, va a subir o disminuir la densidad. Con estas diferencias el líquido puede ascender (si es que se hace menos denso). Si el cambio es significativo, se pueden generar movimientos convectivos (transferencia de masa provocada por diferencias de temperatura).

• Viscosidad: Es la resistencia a fluir.◦ Magmas muy viscosos → Alto

contenido de sílice. Ej. Domos Riolíticos.

◦ Magmas más fluidos, menos del 50%. Ej. Lavas de Hawaii.

◦ Fluidos Newtonianos: El esfuerzo de cizalle es directamente proporcional a la rapidez de la deformación

◦ Fluidos No Newtonianos: Aquel cuya viscosidad no es constante.

◦ Si el magma se comporta como fluido o newtoniano o no newtoniano de depende de las partículas en suspensión.

◦ Magma rico en Sílice → Muchos polímeros lo que provoca que sean más viscosos.

◦ Los volátiles depolimerizan.◦ A mayor temperatura, menor

viscosidad.◦ Viscosidad Efectiva: Efecto de los

cristales en la viscosidad. A mayor cantidad de cristales, mayor viscosidad (más sólido).

◦ Con 50-60% de sólidos en suspensión, el magma ya se comporta como un sólido.

◦ La viscosidad depende de: la

composición del magma, la temperatura y las partículas sólidas en suspensión.

Generación de Magmas

• ¿Cómo varía la temperatura de fusión de una roca con la presión? Se necesita más energía para fundir una roca cuando hay más presión.

• Al añadir volátiles se necesita menos energía para fundir la roca.

• Para fundir una roca, lo que se hace es subir la temperatura o disminuir la presión. Naturalmente esto si pasa.

• Mayor presión, mayor temperatura de fusión, y más agua la disminuye.

• Procesos Geológicos◦ Pluma Magmática: Descompresión.

Probablemente como sólido (Asciende el magma → Disminuye la presión).

◦ Dorsales: También hay descompresión.

◦ Adición de volátiles: Subducción – Cuando la placa oceánica se subduce, se desvolatiliza. Estos volátiles van a afectar el sistema en el lugar de contacto entre las placas.

◦ Aumento de temperatura por ascenso de un magma formado en áreas de subducción. Con esto se funde la corteza que se encuentra en donde se emplaza este nuevo magma (Fenómeno de advección).

Clase 6: 28.03.2011

Ascenso y emplazamiento de magmas

• Cuando el magma alcanza un volumen crítico, puede comenzar a ascender.

• La cámara ques se forma puede ser evacuada por un conducto volcánico.

• Los magmas pueden ascender en varios pasos (formando varias cámaras) hasta salir a la superficie. No está claro como ocurre.

• Factores claves para el ascenso magmático:◦ Mientras más contraste de p entre el

magma y su entorno, más fácil que ascienda.

◦ Viscosidad◦ Propagación de fracturas: Para el

magma es más fácil ascender en rocas fracturadas, con fallas, etc, en comparación con rocas del entorno que son más homogéneas. Los cuerpos magmáticos adoptan geometrías similares a las fracturas.

◦ Cuando el magma pasa a ser más que las rocas del entorno, éste desciende. Los magmas que se generan cerca del núcleo, nunca van a ascender.

• Ascenso magmático: Dyking vs Diapirism◦ Dyking: Los magmas se emplazan en

los diques. Ocupan como camino a los diques.

◦ Estos son evidencias de como se mueve el magma. Los diques no necesariamente son verticales.

◦ Sills: Paralelos a los estratos. Diques: Cortan los estratos.

◦ El emplazamiento de este tipo es tabular, ya sea horizontal, vertical o subvertical.

◦ Diapiro: Ascenso como lámparas de aceite, por contraste de densidad.

• Requisitos que debe cumplir el flujo de magma a lo largo del dique, para que sea un mecanismo de ascenso eficiente.◦ La velocidad de ascenso debe ser

mayor que la tasa de enfriamiento.◦ Se requiere un espesor crítico del

dique, para que no se enfríe antes.◦ Velocidad Promedio: 1 – 5 Km/año

• Diapirismo: Ascenso muy lento.• Los diapiros ascienden y se pueden ir

acumulando en un lugar específico• Siguen la ley de Stoke.• Deforma el techo y el piso para formar el

espacio.• Tasa de alza diapírica es menor a la tasa

de cristalización.• Mecanismo de Emplazamiento

Magmático◦ Stoping◦ Balloning◦ Propagación Lateral◦ Amalgamación.

• Stoping: El magma va corriendo rocas del techo del entorno, para crear espacio e ir ascendiendo. En los plutones se pueden encontrar xenolitos, que son las rocas del entorno digeridas.

• Balloning: El magma se estaciona y se infla el espacio, deformando la roca. Sigue ascendiendo.

• Propagación Lateral: Se forman lacolitos.◦ Lacolitos: Forma tabular,

generalmente concordante, techo abombado y con 1 o 2 diques alimentadores. Hay hartas formaciones de lacolitos que van desplazando a las anteriores.

• Amalgamación: Distintos pulsos de magma que van llegando al mismo lugar y se van acumulando. En el lugar de acumulación se pueden ir enfriando los plutones más antiguos mientras llegan otros pulsos.

• Este mecanismo es muy aceptado actualmente, por las nuevas técnicas de datación que son muy precisas.

Cuerpos ígneos y nivel de desplazamiento

• Rocas Hipabisales: Bajo la superficie, pero cerca de ella (Diques, sills, lacolitos)

• Rocas Intrusivas◦ Rocas Plutónicas◦ Rocas Hipabisales

• Rocas Efusivas◦ Rocas Volcánicas (Volcán Escudo,

Estratovolcán)◦ Conos Volcánicos

Texturas y nivel de emplazamiento (tasa de enfriamiento)

• La tasa de enfriamiento determina la textura.

• Los magmas emplazados en profundidad,

tienen un entorno a altas temperaturas, por lo que se enfría lentamente.

• Mientras más lento es el enfriamiento, los minerales se forman mejor.◦ Granudas o faneríticas.◦ Porfíricas y Seriadas◦ Afaníticas◦ Vítreas, Hialinas

• Porfírica: Dos poblaciones de tamaños: fenocristales (formados cuando el magma esta principalmente líquido, creciendo sin dificultad) y una masa fundamental (probablemente formada cerca de la superficie).

• Seriada: 3 o 4 tamaños, que reflejan distintos eventos de cristalización.

• Afaníticas: Formadas por microcristales, de tamaño homogéneo, que se ven con lupa. No se distingue qué tipo de minerales son. Son niveles superficiales de emplazamiento.

• Vidrio: El tamaño de los cristales tiende a 0. No se alcanza a formar cristales. Asociados a cristalización superficial.

• Las texturas son una combinación de la tasa de crecimiento de los cristales y la tasa de nucleación.

Clase 7: 30.03.2011

Procesos de diferenciación magmática

• Procesos que provocan diferenciación◦ Cristalización en equilibrio◦ Fraccionamiento Gravitacional◦ Mezcla de Magmas

• Si la fusión es total, el magma que se genera es igual a la reacción original.

• La fusión parcial puede generar distintos magmas, producto de la fusión de las rocas en distintos grados.

• Si el magma digiere su roca de caja, la composición del magma cambia. En este caso, es un sistema abierto.

• Cristalización en equilibrio.◦ Se produce cuando se forma un cristal

y éste está en contacto permanente con el líquido magmático del cual se

formó.◦ El cristal se va reequilibrando con el

líquido.◦ Composición del líquido inicial =

Composición del sólido final. En la naturaleza no es comúnmente

• Fraccionamiento Gravitacional.◦ Mecanismo mediante el cual un

magma comienza a cristalizar y sus componentes comienzan a separarse debido a la gravedad (decantación, flotación, etc.)

◦ Se utiliza la ley de Stokes.◦ Es lo mismo que cristalización

fraccionada.◦ También pueden separarse los

líquidos, y las burbujas. Con el fraccionamiento, la composición del líquido cambia.

◦ Parámetros que influyen: Densidad, Cambio de Viscosidad.

◦ Los cambios en la densidad se dan por las diferencias de temperatura (que producen cambios de volumen), cristalización, composición del magma (incluyendo volátiles) y exsolución de volátiles (mientras más volátiles, menor es la densidad)

• Los gases exsueltos disminuyen la densidad. Estos tienen la capacidad de bajar mucho la presión, pero hasta un punto cuando muchas burbujas se juntan, se forma espuma y esta se separa del líquido, formando una fase gaseosa, por lo que la p del líquido aumenta.

• Un basalto sin vesículas esta desgasificado.

• Una obsidiana, por ej, representa un magma riolítico desgasificado.

• Los cambios en la viscosidad se dan por composición (+ sílice → + polímeros → más viscosidad), temperatura, cantidad de agua, cristales en suspensión (mientras más cristales en suspensión, más viscoso) A menor temperatura, mayor viscosidad.

• Con el fraccionamiento gravitacional, se puede formar una especie de

estratificación en la cámara magmática.• Modelo de Langmuir: El magma comienza

a enfriarse en las paredes laterales y en el techo. En estos lugares es donde hay más contraste térmico. Dado esto y por la nucleación heterogénea (controlado por la superficie disponible) los primeros cristales en formarse son en estos lugares. Va a haber líquido que decante, cristales que decanten, o que floten. El líquido también puede ascender. Todo esto va a depender de la densidad. Los líquidos, cristales y burbujas se fraccionan, generando cámaras magmáticas estratificadas.

• Mezcla de magmas◦ Sistema Abierto: Transferencia de

masa y de calor.◦ Se observa en rocas con minerales

basálticos y riolíticos.◦ En ingles: Mingling, “juntos pero no

revueltos” Mezcla incompleta de dos magmas extremos.

◦ Los plutones son cámaras magmáticas solidificadas y que han ascendido.

◦ El magma huesped es el riolítico y los pulsos de magma basáltico son los que quedan como “gotas”(enclaves)

◦ Se puede dar en ambientes de subducción.

◦ Los pulsos de magma basáltico se diferencian de los xenolitos, porque conservan características ígneas. Los xenolitos tienen características metamórficas.

Clase 8: 04.04.2011

Rocas Volcánicas

• Los lugares con más actividad volcánica son las dorsales oceánicas. Son el motor de la dinámica del planeta. Ahí se genera corteza continental. Es donde se generan las mayores cantidades de rocas volcánicas.

• En segundo lugar, están las zonas de convergencia de placas. Los Andes está formado mayormente por rocas ígneas.

• En tercer lugar está el volcanismo intraplaca. Aquí el magmatismo es más intenso y puntual.

• Hay lugares en que hay hot spots en zonas de divergencia.

• Materiales Expulsados◦ Bombas (Trozos de roca Caliente)◦ Bloques◦ Lapilli◦ Cenizas◦ Lava◦ Flujos Piroclásticos

• 1-3 son piroclastos.• Juveniles: Trozos del conducto volcánico.

Indican composición del volcán.• Formas Volcánicas.

◦ Estratovolcán: Lo que le da la forma cónica son los depósitos piroclásticos. Son depósitos muy rugosos (escoria y basalto), los que hacen que se acumule el material y se forma conos. Luego viene la lava. Se forma por varios eventos eruptivos. Puede tener conos , más pequeños en las laderas del volcán, alimentado por la misma cámara magmática.

◦ Volcán Escudo: Tiene geometría subhorizontal. Poco material piroclástico (baja explosividad), lo que le da la forma. El Mauna Loa está formado desde el fondo oceánico y actualmente tiene app 5000 msnm.

◦ Conos de Escoria: Monogenéticos, en condiciones subaéreas, en flancos de volcanes mayores.

◦ Maar: Monogenético, debido a evaporación freatomagmática (son erupciones que el magma al ascender interactúa con el nivel freático, lo cual hace que aumente el contenido de gases, por ende, es más explosivo). El agua asciende a lugares con menor presión, en general, el cráter, lo cual forma un lago.

◦ Anillos de Tefra: Conos de Tefra con mayor interacción con agua.

◦ Domos: Suelen ser riolíticos o dacíticos. Lavas muy viscosas que no

escurren, por lo que forman verdaderos tapones.

◦ Caldera: Gran cráter, generalmente relleno con agua.

◦ Lagos de Lava: Piscinas de lava, que pueden durar años, y que o ocupan parte o todo el cráter.

◦ Meseta de Basalto: Basaltos subhorizontales, no se reconoce a simple vista un centro de emisión, que son generalmente fisurales. Se le atribuyen la gran extinción del Pérmico - Triásico en Siberia. También se le asocia la fragmentación continental (Gondwana).

• Tipos de Erupciones◦ Explosiva: Mayor Sílice◦ Efusivas: Tranquilas. Basaltos muy

fluidos, casi sin columnas eruptivas◦ Hawaiiana: Efusiva◦ Stromboliana: Erupciones

intermitentes con un poco más de volátiles. Explosiva. Basaltos Viscosos.

◦ Vulcaniana: Explosiva. Lavas diferenciadas (Andesita, Dacita).

◦ Plinianas: Muy Explosiva. Cortinas de 2-50 km. Dacitas y Riolitas.

◦ Freatomagmática: Muy explosiva.• Productos Volcánicos: Tipos de Lavas.

◦ Pahoehoe: Muy poco viscosos, cordadas (Forman Cuerdas).

◦ Aa: Lava rugosa, espinuda y muy escareosa.

◦ Lava Tipo Bloque: Viscosidad mayor.◦ Estructura Columnar: Crecen

perpendiculares a la superficie de enfriamiento. Son diaclasas de enfriamiento. Frecuentes en el sur de Chile.

◦ Pillow Lavas: Se forma por lavas que escurren como tobas y al llegar al agua solidifican como telescopios. Se enfría la parte externa y como sigue escurriendo por el centro adquieren esta forma.

◦ Flujo de Obsidiana: Muy viscosa. Pueden no escurrir y formar domos.

• Productos Volcánicos

• Piroclastos◦ Bomba: Fragmentos de lava que al

caer solidifican. Hay de todos los tamaños. En general tienen forma elipsoide. Se enfría en la parte externa y la lava interior rompe la cáscara con el estudio de los tamaño se estima la energía liberada (intensidad de la erupción). Tienen más de 6.4 cm.

◦ Lapilli: Entre 2 y 64 mm. Fragmentos muy rugosos (no ruedan).

◦ Cenizas: Tamaño menor a 2 mm. Es lo que viaja mayores distancias desde el centro de emisión.

◦ Escoria: Basáltica. Pómez: Riolítico◦ Tefra: Depósitos de Piroclastos

Clase 9: 06.04.2011

Rocas Volcánicas: Basaltos, Basanitas, Andesitas, Dacitas y Riolitas

• Zonas de subducción se caracterizan por tener una serie de rocas volcánicas de basaltos, andesitas, dacitas y riolitas (rocas diagnósticas de subducción).

• Encontrar andesitas puede ser indicativo de un antiguo ambiente de subducción.

• Lo que hay en el territorio nacional no sólo son del ambiente de subducción. Pueden ser traidas de otros lados.

• Máfico: Ricos en Mg y Fe.• Félsico: Ricos en Feldespatos y SiO2.• Conceptos petrográficos (Equivalencia

química: Básico y Ácido).• Los minerales máficos son más densos.• Mineralogía de los basaltos.

◦ Lo que realmente caracteriza un basalto son las plagioclasas y clinopiroxeno.

◦ El olivino NO define desde un punto mineralógico a un basalto.

◦ La plagioclasa característica es la labrodiorita.

◦ Minerales que se encuentran en basaltos:▪ Plagioclasa: Feldespato (solución

sólida de tres componentes: albita, ortoclasa, anortita). Todos los feldespatos tienen los tres componentes. Son tectosilicatos. Propiedades Diagnósticas: Hábito tabular. Si se encuentran como tablas alargadas, suelen estar orientadas.

• Piroxenos: (X,Y)2Z2O6 → Silicato Anhidro◦ X = Na, Ca, Mn, Fe, Mg◦ Y = Mn, Fe, Mg, Fe, A, Ti.◦ Z = Si, Al◦ El ortopiroxeno pertenece al sistema

ortorrómbico, y es de Fe y Mg y prácticamente no tiene Ca.

◦ El clinopiroxeno pertenece al sistema monoclínico, y es de Fe y Mg, pero si tiene Ca.

◦ La diferencia composicional es lo que hace que cristalicen en distintos sistemas,

◦ Se clasifican según un diagrama triangular con extremos de Ca, Mg y Fe.

• En los basaltos, dominan los diópsidos y augita (Clinopiroxenos).

• Olivino: No define el basalto. Le puede dar apellido (Basalto de Olivino). Su

nombre es por el color verde oliva. Es solución sólida completa entre un término magnésico (Forsterita) y uno ferroso (fayalita). No existen nombres para los minerales entre los extremos.

• El olivino típico de los basaltos es el forsterítico (Más Mg)

• No tiene Ca, o muy poco.• Hay una relación entre la enstatita y la

forsterita• 2MgSiO3 => Mg2SiO4 + SiO2

• Un basalto puede tener más o menos sílice para formar enstatita o forsterita. Ambos tienen los mismos elementos químicos.

• Magnetita: Óxido de Fe y Ti. Es una solución sólida (Fe3O4)

• La hematita también es una solución sólida, pero entre ambas no se mezclan, Pueden coexistir en el mismo magma y sirven como geotermómetros y geobarómetros de oxígeno.

• Mineralogía de las Basanitas• Son un tipo de basaltos. Tienen la

siguiente mineralogía:◦ Nefelina: NaAlSiO4 (feldespatoide de

Na, pseudofeldespato)◦ Leucita: KalSi2O6 (Feldespatoide).◦ Los feldespatoides tienen una

composición química parecida a la albita (nefelina) y al feld-K (leucita).

◦ Las basanitas ocurren en ambientes

no orogénicos. Están más asociados a hot-spots y no a subducción.

◦ También tienen olivino (forsterita) y Ortopiroxeno.

• Mineralogía de las Andesitas◦ Plagioclasa (Andesina) Se llama así

porque es común en las andesitas. Más bien sódica.

◦ Clinopiroxeno (Diópsido, Augita).◦ Magnetita◦ Hornblenda: Pariente del Cpx, pero

tiene OH en su estructura.◦ Vidrio.

• Las rocas volcánicas están tan poco cristalizadas, que es muy difícil clasificarlas, ya que además los minerales son comunes. La diferencia radica en la composición química. Por esto se creó el término andesita basáltica, ya que mineralógicamente es basalto, pero composicionalmente es andesita. En estos casos la diferencia está en el vidrio y en la plagioclasa.

• Anfíbolas: W0-1X2Y5Z8O22(OH,F)2

◦ W = Na,K, Ca◦ X = Ca, Na, Mn, Fe, Mg.◦ Y = Mn, Fe, Mg, Al, Ti.◦ Z = Si, Al.

Dacitas, Riolitas y Rxs Piroclásticas

• La mayoría de las rocas piroclásticas tienen composición riolítica y dacítica.

• En general el magma dacítico y riolítico expulsado es explosivo.

• En general, la cantidad de sílice que hace la diferencia entre dacitas y riolitas está en el vidrio, por lo que se ocupa mucha química para estas rocas volcánicas.

• Mineralogía de Dacitas y Riolitas.◦ Cuarzo y Polimorfos: Si hay cuarzo, es

dacita o riolita.◦ Plagioclasa (Albita)◦ Sanidina: Feldespato potásico, que

macroscópicamente es difícil diferenciarlo de la albita. Puede presentarse en maclas. A veces, es más rosado c/r a la plagioclasa que es

más lechosa.◦ Biotita: Rica en Agua.◦ Hornblenda◦ Magnetita◦ Ilmenita◦ Vidrio

• Cuarzo: En rocas volcánicas, se pueden encontrar cristobalita y tridimita, polimorfos de alta Tº. En general en rocas volcánicas dominan cuarzos de alta Temperatura (En la plutónicas es de más baja).

• Feldespato Potásico: Sanidina. Es la variedad de feldespato potásico en rocas volcánicas (En plutónicas es la microclina, polimorfo). Más rico en K

• Biotita: Aparece en riolitas y en rocas plutónicas equivalentes. En general es de color oscuro, a no ser que esté clorificado, que le da un color verdoso.◦ Flogopita: Pobre en Al, magnésica.◦ Eastonita: Rica en Al, magnésica.◦ Annita: Pobre en Al, Rica en Fe.◦ Siderofilita: Rica en Al, Rica en Fe

Materiales, Flujos y Depósitos Piroclásticos

• Mayor ocurrencia de magmatismo riolítico y dacítico (félsico).

• Naturaleza de piroclásticos.◦ Juveniles: Representan un trozo de

magma. Pueden ser fragmentos de cristales (en general en rocas piroclásticas los cristales están rotos), ceniza (gran parte de la ceniza, sobre todo la que más perdura en el aire), lapilli, pómez (félsica) y escoria (basáltica) y bombas.

◦ Fragmentos Accesorios (líticos): No representan la composición del magma. Son del volcán, de eventos eruptivos antiguos de éste.

◦ Accidentales: Son del basamento del volcán. Si el volcán está sobre rocas volcánicas, puede confundirse en un muestreo.

• Columnas Eruptivas: Dependen del diámetro del cráter. El tamaño del cráter

no es determinante de la cantidad de magma que sale en la erupción. En volcanes bajos se expande más.

• Depósitos de Tefra: Material juvenil, sin matriz. Todos engranados por la rugosidad de los fragmentos. Están compuestos por ceniza, pómez y escoria principalmente. La tefra es acumulación de material que cae como lluvia. También pueden tener bombas. En general tienen tamaños homogéneos, porque se distribuyen por densidad, peso, etc.

• Flujos Piroclásticos: Se forman por colapsos de columnas eruptivas. Viajan sobre un colchón de aire y todos los gases que contiene aportan que sea un flujo más rápido. La nieve en las laderas de un volcán también puede aportar. Tienen dos flujos.◦ Flujo Basal: Viaja a ras de suelo.

Mucho material particulado por unidad de volumen. Tiene roce con el suelo. No selecciona en tamaño. Todas las partículas viajan solidarias con el flujo.

◦ Oleada piroclástica: Sobre el flujo basal, con menor cantidad de material particulado. En general es más rápida que el flujo basal. Fluye turbulentamente. Si selecciona en tamaño. Se despega del flujo basal. Sus depósitos tienen estratificación. Es la que llega.

◦ Ignimbrita: Depósito de flujo piroclástico mayor a 1 Km cúbico. Estratigrafía: Abajo oleada piroclástica, arriba flujo basal y arriba la lluvia de tefra.

◦ Toba: Roca de flujo piroclástico.◦ Toba Soldada: Por el peso, los clastos

se aplastan

Clase 10: 13.04.2011

• Calderas volcánicas se asocian a formación de ignimbritas.

• Caldera de explosión: Muchos fragmentos líticos. Para que se forme una caldera de explosión debe existir una

fuerza grande capaz de romper la roca.• ¿Cómo puede ocurrir una explosión

violenta sin que decapite todo? Presión de volátiles que se exsuelva.

• No sólo gases magmáticos → Agua → Explosión Freatomagmática

• Magmas Riolíticos → Mayor Solubilidad que magma basáltico

• Caldera de Colapso: Existen cámaras magmáticas evacuando volcán. Las rocas sobre la cámara magmática se sustentan sobre la cámara magmática.

• Hundimiento → Formación de Caldera.

Clasificación de Rocas Piroclásticas

• Aglomerados, Bombas, Brechas, Bloques• Toba

◦ Vítrea◦ Cristalina◦ Fragmentos de Roca (Líticos).

• Riesgos asociados a actividad volcánicas◦ Lahares: Flujo de lodo asociado a una

erupción. Puede tener distintos orígenes.

◦ Mayor Pendiente se lleva todo.◦ Menor energía, material más fino es

removido.◦ Depósitos de Lodo: Todo cubierto por

ceniza transportada por lodo.◦ Emisiones de gases: Algunos invisibles

e inodoros.

Rocas Faneríticas

• Se distinguen los cristales.• Rocas de Grano Grueso (Plutónicas).• Texturas

◦ Equigranular◦ Inequigranular◦ Seriada

• Tasa de crecimiento de cristales, enfriamiento del magma > Texturas que resultan del juego de estos eventos

• Cuando domina la nucleación, pequeños cristales.

• Textura Seriada: Serie de Tamaños. Cristales Grandes suelen estar zonados.

Tiene que ver con distintos tiempos de residencia en la cámara magmática.

• Granito: Cuarzo, Ortoclasa, Biotita, Plagioclasa.

• Granodiorita: Cuarzo, Anfíbola, Plagioclasa.

• Diorita: Plagioclasa, Anfíbola• Gabro: Plagioclasa, Piroxeno.• Peridotita: Piroxeno y Olivino.• Granitoides: Rocas parecidas a granitos• ¿Qué es una peridotita? Roca básica con

bajo contenido de sílice. Tiene minerales máficos como piroxenos y olivino. Es la única en que la plagioclasa no es esencial.

• Color: Verde Oliva → Olivino• Negro → Plagioclasa, espinela, granate y

Piroxeno.

• Lherzolita.◦ Protolito de magma basáltico◦ Viene del manto y genera magma◦ Ortoclinopx, Clinopx, Olivino◦ Residuo refractario que no se fundió

de lherzolita es herzburgita.• Fusión: Clinopx es el que más aporta para

condición basalto.• Basaltos se generan en el manto superior

lherzolítico• ¿Como ocurren en la naturaleza las

peridotitas?◦ En el manto superior.◦ Un magma basáltico que se forma por

fundición del manto → Corteza nace del manto → tiene fragmentos que fueron del manto, pero es corteza.

• ¿Dónde se encuentran las peridotitas?◦ Nódulos peridotíticos: Fragmentos de

peridotitas que aparecen en algunos basaltos (peridotita fundida, basalto).

Dorsal → Donde se ve la corteza oceánica.

◦ Complejos Ofiolíticos: Conjunto de rocas muy complejas que representan la corteza oceánica.

◦ Intrusiones laminadas: Por estratificación, la cámara magmática fracciona. Astenósfera: Manto fértil capaz de formar basalto.

◦ Peridotitas no ocurren en subducción, se forma intraplaca tipo hot-spots.

◦ Capaz de Olivino y Px → Nódulos peridotíticos en basaltos, con granate, Plagioclasa y Espinela como accs.

Clase 11: 18.04.2011

Peridotitas en Complejos Ofiolíticos

• Litósfera oceánica → Se genera principalmente en las dorsales.

• ¿Dónde y como pueden quedar expuestas rocas de la litósfera oceánica?◦ Sutura: Cuando dos placas

continentales chocan. Rocas de dos continentes de ambientes muy distintos.

◦ Prismas de Acreción: Es lo que ocurren en la subducción. Parte de la corteza oceánica pasa a ser adhesada a la corteza continental (Márgenes acrecionarios). Las rocas tienen formas de prisma (Cuña).

• Gabros: Equivalents plutónicos de los basaltos.

• La clasificación está dada por el porcentaje de:◦ Plagioclasa◦ Piroxeno◦ Olivino

• Pueden formar parte del complejo

ofiolítico, de un plutón zonado (más litologías que pueden ser mapeadas).

• Granitoides: Una de las rocas más abundantes de la corteza, particularmente en ambientes de subducción.

• Diorita – Tonalita – Granodiorita – Granito → Secuencia típica en ambientes de subducción.

• Monzodiorita – Monzonita – Sienita – Granito de Feld → Serie en ambientes no orogénicos (intraplaca).

• El color rosado del Feld. Potásico es por oxidación.

• Estructuras en Granitoides.◦ Enclaves/Xenolitos: El terreno

xenolito es sólo cuando uno está seguro de que viene de la roca de caja (El xenolito es un énclave).

◦ Énclaves es un término genérico, no dice nada del origen. También pueden ser rocas ígneas (En mezcla de magma, por ej).

◦ Cuando la roca de caja es incorporada a un magma (que va a formar un plutón) pasa a ser roca metamórfica.

◦ El enclave también es sinónimo de inclusión.

◦ Lineación magmática: Posición alineada de las rocas. Siempre está la opción de que puede deberse a la tectónica.

◦ Diques Sinplutónico: Diques de magma se inyectan en otro magma (se reconocen por la forma irregular, el contacto es homogéneo, no hay fractura). No hay bordes tan nítidos.

◦ Diques Postplutónicos: Formado despues de cristalización de plutón. Bordes nítidos.

◦ Contactos Internos: Magma Mingling – Cuando no hay un cambio abrupto entre dos partes de la roca diferentes, se debe al contacto de dos líquidos que después cristalizaron. Mingling se refiere a interacción entre dos

líquidos de composición distinta.◦ Siempre va a pasar que el félsico

instruye al máfico, porque este último cristaliza antes.

◦ El dique sinplutónico puede ser una especie de contacto interno.

◦ Plumas o pipas diferenciadas: Evidencias de convección al interior de cámaras magmáticas.

◦ Intrusiones Laminadas

• Cuerpos Plutónicos◦ Plutones Alóctonos: In situ en el lugar

dónde se formó, en el lugar de fusión. Rocas en el entorno acordes a alta T y alta P (Rocas metamórficas de alto grado, probablemente). Son consecuencias del metamorfismo.

◦ Paraautóctono: El plutón se forma y asciende poco.

◦ Alóctono: Roca de Caja Alterada. El emplazamiento en el lugar provoca alteración, metamorfismo en la roca de caja.

Clase 12: 20.04.2011

Anatomía de Cuerpos Intrusivos

• Las cámaras magmáticas se conocen a través de los plutones.

• Lo que se mapea en terreno son afloramientos que forman parte de un plutón. El plutón se observaría si uno ve el techo y las paredes del plutón, pero en general uno solo ve el techo. Se mapean unidades plutónicas.◦ Unidad: Tipo litológico dominante

mapeable al interior de una intrusión o en varias intrusiones alineadas. Edad similar para distintos lugares. Tienen que compartir características litológicas, aunque se encuentren separados.

◦ Superunidad: Conjunto de unidades al interior de una intrusión o en varias intrusiones alineadas. Las unidades deben ser cogenéticas y de edad

similar.◦ Cuerpos plutónicos: Unidades de

cuerpo (no por litología).▪ Plutón Simple▪ Plutón Compuesto o Zonado▪ Complejo Plutónicos.▪ Batolito: Más de un evento

plutónico. Complejos plutónicos de distintas edades. Adyacentes

• Historia de formación de plutón zonado. Pueden haber inyecciones de magma (por eso hay plutones posteriores que son mucho más grandes).

• Los errores en las edades de formación de dos plutones no deben traslaparse. Sino son el mismo evento.

Alfabeto de Granitoides

• Granito Tipo I: Deriva de la fusión de una roca ígnea. El protolito es una roca ígnea básica. Tienen un amplio espectro de magma que formar. La hornblenda es un mineral típico en este granito.

• Granito Tipo S: Deriva de la fusión de rocas sedimentarias pelíticas, ie, rocas sedimentarias donde dominan minerales de arcilla (lutita, limonita,...). Estas son las que tienen más bajo punto de fusión. Son más fáciles de fundir porque los minerales de arcilla son ricos en agua (lo que baja el punto de fusión). La composición del magma no tiene un gran espectro, por lo que forma magmas félsicos. Minerales aluminosos. Piroxenos cálcicos también. Puede ser un protolito metasedimentario. Son sedimentos pobres en Na (El agua se roba el Na de los sedimentos)

• Granitos Tipo A: Alcalino, Anhidro, Anorogénico. Restringido a variedades más félsicas. Ocurren en ambientes que no son orogénicos (escudos, intraplaca). Mucho feldespato alcalino, casi sin plagioclasas. Puede tener fallalita, piroxeno alcalino y anfíbola alcalina.

• Algunos autores creen que los granitos tipo I se forman por un segundo ciclo de fusión de un magma que ascendió, pero

que quedó emplazado en la corteza continental.

Yacimientos Minerales de Origen Magmático

• La mayoría de los yacimientos son de origen magmático.

• Pórfidos Cupríferos: Intrusivos cercanos a la superficie de composición andesítica y textura porfírica. Muchas veces el Cu como fenocristales en la matriz. Las vetillas de Cu es lo que se explota.

• Brecha Magmática: Polimíctico• Brecha Hidrotermal: Monomíctico• Yacimientos epitermales de Au: Asociado

a volcanismo félsico.• Depósitos de sulfuros masivos: Black

Smokes.