Modelización termodinámica de la petrogénesis de granitos ...

Modelización termodinámica de la petrogénesis de granitos tipo

I a través de su composición química y su modificación por la

entrada de restitas

Carlos Daniel Ronderos Almeida

Tesis presentada como requisito para optar por el título de:

Pregrado en Geociencias

Director:

Marcos García Arias

Universidad de los Andes

Facultad de Ciencias. Departamento de Geociencias

Bogotá D.C, Colombia

2020

Tabla de contenido

Resumen 2

Abstract 3

1 Introducción 4

2. Metodología 9

2.1 Los procesos de fusión modelados 9

2.2 Composiciones de partida 11

2.3 Detalles técnicos del modelamiento 12

3. Resultados 13

3.1 Andesita basáltica 13

3.2 Andesita #Mg65 15

3.3 Dacita 17

4. Discusión 21

5. Conclusiones 23

Agradecimientos 23

Referencias 24

Anexos 29

2

Resumen

Los granitoides o granitos s.l son producidos en una gran diversidad de ambientes

tectónicos, un ejemplo de estos son los arcos magmáticos continentales donde se produce un

gran volumen de magmatismo granítico. La composición química de estos granitoides exhibe

una gran variedad composicional tanto en elementos mayores, traza e isótopos indicando que la

fuente de estos es una mezcla de material cortical y mantélico, pero cómo se generan estos

granitoides sigue siendo motivo de debate. Existen varios procesos que pueden explicar esta

variabilidad composicional en los granitoides, de estos se destacan la cristalización fraccionada

y la entrada de restitas. En esta investigación se presenta una modelización termodinámica del

proceso de entrada de restitas en un rango de temperatura entre 650 y 1150 °C, a partir de la

fusión parcial a 1.0 GPa de tres diferentes composiciones de partida y segregación de pulsos

magmáticos con contenidos variables de minerales. Estos contenidos variables son

combinaciones en diferentes proporciones de conjuntos minerales peritécticos y reactivos.

Finalmente, las composiciones de los magmas obtenidos fueron contrastadas con las

composiciones de un grupo de granitoides cordilleranos.

Los resultados obtenidos de la investigación muestran que las composiciones de partida

más máficas producen los magmas con las tendencias composicionales con mayor semejanza a

los granitoides cordilleranos. Además, para todas las composiciones de partida estudiadas, los

magmas con las composiciones y tendencias más similares a los granitos son los generados por

los pulsos magmáticos entre los 820 y 860 °C, cuando el conjunto mineral reactivo era mayor al

peritéctico. Específicamente, en proporciones peritéctico:reactivo entre 20:80 y 40:60. Por otra

parte, se encontró que las composiciones de partida con alto Mg# no pueden ser una fuente

principal de granitoides, debido a que los magmas generados tienen un Mg# demasiado alto al

ser comparado con los granitoides. Finalmente, a pesar de que los magmas formados

comprenden una gran variabilidad composicional, no abarcan toda la variabilidad de los

granitos. Por lo tanto, esta investigación apoya un control de la entrada de restitas en la

variabilidad composicional de los granitoides, pero no descarta la participación de otros

procesos como la cristalización fraccionada.

Palabras clave: granitoides coordilleranos, maficidad, restitas.

3

Abstract

The granitoids or granites s.l. are produced in a set of very diverse tectonic

environments, one type of these environments is the continental magmatic arc where a large

volume of granitic magmatism is produced. The major and trace elements and isotopic

chemical composition of these granitoids indicates that their source is a mixture of cortical

and mantle material, exhibiting a great compositional variety, but how these granitoids are

generated is still a matter of debate. There are several processes that can explain this

granitoids compositional variability, but the two more important are fractional

crystallization and restite entrainment. This research presents a thermodynamic modeling of

the restite entrainment process in a temperature range between 650 and 1150 °C of the

partial melting at 1.0 GPa and three different starting compositions and segregation of

magmatic pulses with variable mineral contents, which are different proportion

combinations of peritectic and reactive mineral assemblages. The obtained magma

compositions were contrasted to a cordilleran granitoids group.

The results of this research show that the more mafic starting compositions produce

magmas with more similar compositional trends to the cordilleran granitoids. Among all

the studied starting compositions, the magmas which present more similar compositions

and trends to the granitoids are the ones generated by the magmatic pulses between 820 and

860 °C when the reactive mineral assemblage was larger than the peritectic one in

peritectic:reactive proportions about 20:80 and 40:60. Starting compositions with high Mg#

ratio can't be a main source of granitoids, because the generated magmas have a Mg# ratio

too high compared to the one in granitoids. Although formed magmas included a big

compositional variability, they didn't encompass all the granitoids variability, because they

were out of the more mafic and felsic granitoids compositional spectrum. Thus, this

research supports a restite entrainment control on the compositional variability of

granitoids, but it doesn't reject other processes, such as fractional crystallization,

participation.

Keywords: cordilleran granitoids, maficity, restite.

4

1 Introducción

Los granitoides o granitos s.l son rocas ígneas plutónicas félsicas con un

contenido de cuarzo entre 20 y 60% modal (Le Maitre, 2002) producidas en una gran

diversidad de ambientes tectónicos, y son las rocas más abundantes en la corteza

continental superior (p.e. Johannes y Holtz, 1996). Uno de los ambientes tectónicos

mencionados antes donde se produce un gran volumen de magmatismo granítico son los

arcos magmáticos continentales, en los cuales sucede subducción de una placa oceánica

bajo una placa continental a lo largo de un margen continental y donde existen numerosos

batolitos como los de Sierra Nevada o Peninsular Ranges en Norte América y el batolito

costero del Perú o el de Patagonia del Sur en Sudamérica (Winter, 2001). En estos cuerpos

se encuentran una gran variedad de rocas como cuarzodioritas, dioritas y gabros además de

los granitoides. Estos cuerpos graníticos son conocidos como “granitoides cordilleranos”

debido a que aparecen en las cordilleras asociadas a los arcos magmáticos continentales. La

composición química de los granitoides cordilleranos tanto en elementos mayores, traza e

isótopos indica que la fuente de estos es una mezcla de material cortical y mantélico (p.e.

Castro., 2014; Winter., 2001), siendo este el modo actual en que se incrementa el volumen

de corteza continental. Por lo tanto, el estudio de estos granitos puede aportar información

fundamental para entender la evolución tectónica y magmática actual del planeta Tierra.

Existen dos modelos que explican la generación de magmatismo en arcos

continentales. En el modelo clásico (Figura 1; p.e. Winter, 2001) las etapas son: la

hidratación del manto litosférico de la placa superior debido a fluidos provenientes de la

placa subducente, la fusión parcial de este manto hidratado, el emplazamiento de estos

magmas en la base de la corteza continental, la cristalización fraccionada de los mismos

hasta superar la barrera de densidad con la corteza y, finalmente, el ascenso y

emplazamiento de los magmas evolucionados con asimilación de dicha corteza. Sin

embargo, en las últimas décadas se ha desarrollado un nuevo modelo (Figura 2), en el que

inicialmente se parte de una fuente ya híbrida compuesta por una mezcla de corteza

oceánica y sedimentos subducidos (Castro et al., 2013) que posteriormente formará diapiros

debido a la fusión y deshidratación de dicha fuente. Estos diapiros ascienden a través de la

5

Figura 2: Modelo actual de magmatismo en arcos continentales: plumas mantelicas frías. Se produce

una mezcla de sedimentos y basaltos del canal mélange que comienzan a fundirse y este fundido se

deslamina de la losa que subduce, asciende como un diapiro a través del manto litosférico y se re-

lamina en la corteza continental, de la cual pueden segregarse pulsos de magma. Vogt et al. (2012).

cuña mantélica y se relaminan en la base de la corteza continental de la placa superior (p.e.

Castro., 2014; Hacker et al., 2011; Vogt et al., 2013) y dan como resultado granitoides con

diferentes composiciones cuando se segregan magmas de los diapiros hacia la corteza

continental.

Figura 1: Modelo MASH (melt-assimilation-storage-homogeneization). Modelo clásico de magmatismo en

arcos continentales. En la figura se observa una sección transversal esquemática de una zona activa de

subducción del margen continental, que muestra la deshidratación de la losa que subduce, la hidratación y la

fusión de una cuña mantelica. Winter (2001).

continental2001).

6

Los granitoides cordilleranos presentan una gran variabilidad composicional en

varios elementos y razones elementales con respecto a su maficidad (contenido de Fe y Mg)

(p.e. Clemens y Stevens, 2012), desde félsicos (granitos s.s.) hasta máficos (gabros),

reflejando la variabilidad litológica antes mencionada, y que puede apreciarse en diagramas

de óxido vs maficidad (Figura 3). Estos diagramas muestran el comportamiento de los

óxidos y ratios fundamentales con el incremento de la maficidad. Los granitos muestran

tendencias aproximadamente lineales para CaO, TiO2, SiO2, Na2O y A/CNK, donde el CaO

y TiO2 presentan pendientes positivas mientras que SiO2, Na2O y A/CNK presentan una

línea de tendencia negativa o ligeramente negativa. Por otro lado, se encontraron tendencias

ligeramente curvas para K2O y Al2O3 con pendientes negativa y positiva respectivamente, y

para Mg# una tendencia curvada con un aspecto similar a una función logarítmica. Donde

la maficidad varía en un rango entre 0.27 a 19.07 wt. %, con un valor promedio de 5.58

wt.%.

Existen varios procesos que causan esta variabilidad composicional en los

granitoides, siendo los más importantes la cristalización fraccionada (p.e. Winter, 2001) y

la entrada de restitas (Stevens et al., 2007; García-Arias y Stevens, 2017). En la

cristalización fraccionada, el fundido residual, más félsico que la fracción mineral

cristalizada, no se mantiene en equilibrio con esta fracción mineral porque existe una

separación química entre las fracciones cristalina y fundida, por lo que se van produciendo

rocas ígneas con diferente composición química. Por otro lado, el modelo de entrada de

restitas consiste en un proceso de mezcla en distintas proporciones de minerales y fundido

en la roca parcialmente fundida, formando un magma que se segrega de la fuente; a mayor

cantidad de minerales en el magma, éste es más máfico. De entre los distintos modelos de

entrada de restitas, el modelo más reciente dice que tanto los minerales peritécticos como

los reactivos son co-segregados, pero los peritécticos son preferentemente co-segregados

debido a que son más móviles que los reactivos al no formar parte principal del armazón de

minerales entrelazados (García-Arias y Stevens, 2017).

7

Figura 3: Elemento o ratio atómico vs la maficidad para granitos tipo I o granitoides. Base de datos de

García-Arias (no publicada).

8

El modelo de entrada de restitas se encaja dentro del cambio de paradigma en la

generación de magmatismo en arcos continentales. En el modelo clásico, sólo se da la

cristalización fraccionada que experimentan los fundidos basálticos (Castro et al., 2013)

durante su ascenso a través de la corteza continental (p.e. Ulmer et al., 2018), donde se

generan fundidos cada vez más félsicos como consecuencia de la separación de la fracción

cristalina formada. Por otro lado, en el nuevo modelo, además de la cristalización

fraccionada, también puede producirse entrada de restitas (Chapell et al., 1987). Donde

cabe la posibilidad de que la llegada de un nuevo diapiro caliente un diapiro previo ya re-

laminado hasta provocar su fusión parcial, por lo que puede producirse magmas con entrada

de restitas que se segregan de este diapiro parcialmente fundido (Vogt et al., 2012).

En los últimos años, se han hecho algunos trabajos de petrología computacional que

han demostrado que la entrada de restitas podría contribuir a la variabilidad composicional.

Por ejemplo, Cristancho (2016) ha modelado la fusión de un protolito de composición

intermedia con entrada de todos los minerales restíticos y Puerto (2019) ha modelado la

fusión a varias presiones de un protolito de composición intermedia con entrada en

variables proporciones de minerales peritécticos y restíticos. Dado que el diapiro puede

tener diferentes composiciones, ya que se forma por mezcla en proporciones variables de

basalto y sedimento, puede tener en teoría una composición andesítica basáltica, andesítica

y dacítica (asumiendo que siempre habrá alguna cantidad de ambos términos extremos), y

si el diapiro interactúa con el manto litosférico que atraviesa, la composición puede ser más

magnésica. Por esta razón, el objetivo de este trabajo es evaluar la influencia que tiene la

composición del diapiro en la composición de los magmas generados, como consecuencia

de la fusión parcial de este diapiro y la entrada de restitas según el modelo de García-Arias

y Stevens (2017). Mediante cálculos termodinámicos, con segregación de pulsos

magmáticos cada vez que se supera un umbral de contenido de fundido. En estos pulsos

magmáticos se considerará también la influencia de contenidos variables en las

proporciones de fundido y minerales en el magma segregado y en las proporciones de

minerales peritécticos y reactivos en la fracción mineral cosegregada.

9

2 Metodología

2.1 Los procesos de fusión modelados

La evaluación de la influencia de la composición del diapiro sobre la composición

de los magmas generados se hizo mediante cálculos termodinámicos de estabilidad de fases

(p.e. García-Arias y Stevens, 2017). Dichos cálculos termodinámicos se hicieron en un

perfil isobárico a 1.0 GPa (Villaros et al., 2009), valor típico para el límite corteza

continental-manto litosférico para cortezas normales de aproximadamente 35 km de

espesor. Se eligieron secciones isobáricas en lugar de gradientes geotérmicos P-T para

investigar el efecto individual de la composición de la roca fuente sobre las reacciones de

fusión, la composición del fundido y la naturaleza de la fracción mineral peritéctica a una

presión constante. Asimismo, se eligió un rango de temperaturas entre 650°C y 1150 °C,

donde la temperatura inicial siempre estuvo por debajo del sólidus (García-Arias y Stevens,

2017) y la temperatura máxima está por encima de los valores esperados en este ambiente.

Cuando el fundido forma una red interconectada, la roca se vuelve permeable al

fundido, lo cual le permite a la roca emitir un pulso de fundido o magma (p.e. Brown et al.,

1995). Tras la segregación, la roca se vuelve impermeable hasta que la cantidad de fundido

nuevamente generado supera ese umbral, y así sucesivamente (Rosenberg y Handy, 2005).

En el caso de esta tesis, se modeló la segregación de fundido cada vez que el fundido

alcanzó un 7 % en peso del sistema. Esto, debido a que al 5 wt. % de fundido dentro de un

magma se produce el primer umbral de percolación para la segregación de fundido (es

decir, en el que el fundido forma una red interconectada y por lo tanto la roca se vuelve

permeable al fundido; Rosenberg y Handy, 2005) y el 2 wt. % restante de fundido

permanece en la roca parcialmente fundida para simular condiciones más naturales. Se

recalculó la composición del sistema residual (anexo A) sin el fundido segregado antes de

realizar de nuevo el modelamiento del calentamiento recalculando con balance de masas a

partir de la composición del sistema anterior menos la composición y cantidad del fundido

segregado. Este proceso fue repetido desde la temperatura inicial planteada hasta alcanzar

la máxima temperatura considerada.

10

Considerando la naturaleza física del conjunto mineral se debe tener en cuenta que

el factor principal para que un mineral específico sea segregado es su comportamiento

mecánico en el fundido. Los minerales que están completamente rodeados por fundido

serán más propensos a ser segregados que los minerales que forman la estructura sólida de

la roca parcialmente fundida. La mayoría de las fases reactivas están entrelazadas,

formando una estructura sólida inmóvil, mientras que las fases peritécticas probablemente

estén completamente rodeadas de fundido, de acuerdo con estudios experimentales (Castro

et al., 2000; Gardien et al., 1995; Stevens et al., 1997; Vielzeuf y Holloway, 1988) y de

campo (p.e. Brown et al., 1999; Taylor et al., 2014; White et al., 2004). Por esta razón, el

debate sobre la segregación de minerales se ha ocupado de las fracciones peritécticas frente

a las reactivas (Clemens et al., 2011; Clemens y Stevens, 2012; García-Arias y Stevens,

2017; Stevens et al., 2007). Sin embargo, no todas las fases peritécticas están rodeadas de

fundido y no todas las fases reactivas siempre están presentes en la estructura sólida: por

tanto, ambas asociaciones minerales pueden ser segregadas y conviene investigar la

influencia de la proporción entre ambas asociaciones en la fracción mineral segregada en la

composición de los magmas. Por estas razones, determinar qué mineral pertenece a qué

fracción es importante para los cálculos de la composición del conjunto de minerales

arrastrados (García-Arias, 2018). En esta investigación, se consideró que cada fase presente

en condiciones de subsólidus pertenecía al armazón de la estructura, cada fase presente

exclusivamente en condiciones de supersólidus se asignó a la fracción rodeada por fundido,

y cada fase presente en condiciones subsólidus cuya cantidad se incrementó en condiciones

supersólidus se consideró que pertenecía al armazón de la estructura excepto el incremento,

que se asignó a la fracción rodeada por fundido. De este modo, se ha asumido, por

simplicidad, que toda la fracción mineral reactiva pertenece a la estructura sólida y toda la

fracción peritéctica a la fracción rodeada de fundido, al momento de modelar las distintas

fracciones minerales que pueden ser co-segregadas.

A pesar de que en los modelos, por simplicidad, se segrega sólo fundido, se ha

calculado la composición de los magmas graníticos compuestos desde 100 wt. % fundido y

0 wt. % minerales hasta 60 wt. % fundido y 40 wt. % minerales. Un mayor contenido de

minerales haría inmóvil al magma, según Rosenberg y Handy (2005). Por su parte, la

11

fracción mineral cosegregada (FMC) junto con el fundido se separó en dos clases

diferentes, las fracciones peritéctica y reactiva, las cuales fueron mezcladas en proporciones

peritécticos: reactivos de 100:0, 80:20, 60:40, 40:60, 20:80 y 0:100. Esto con el fin de

evaluar todo el posible rango de composiciones según la FMC.

En este proyecto fueron estudiados ocho óxidos y tasas elementales importantes

(CaO, TiO2, SiO2, Al2O3, K2O, Na2O, A/CNK (Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) en cantidades

molares) y Mg# (100 Mg/(Mg+Fe) en cantidades molares) contra la maficidad.

2.2 Composiciones de partida.

Las composiciones de partida utilizadas para la generación de estos modelos son la

andesita basáltica de Cameron et al. (1989) y la dacita y la andesita de Le Maitre (1976)

(Tabla 1), esta última modificada para que su Mg# sea del 65%. Estas composiciones

fueron elegidas porque una andesita basáltica es equivalente a una mezcla de basalto y

sedimentos en proporción 3:1; la dacita en proporción 1:3 y la andesita en proporción 2:2,

pero en este caso, esta roca es más rica en Mg para simular que ha asimilado parte de

material mantélico y por eso se enriqueció en Mg.

La composición de estas rocas ha sido ligeramente modificada descartando las

cantidades de MnO y P2O5. Se omitió el MnO debido a que este elemento no es relevante

para la estabilidad del granate en condiciones de supersólidus y el contenido de MnO en los

fundidos naturales y experimentales es muy bajo (Bartoli et al., 2016; Gao et al., 2016).

Asimismo, se omitió P2O5 porque este elemento se aloja principalmente en minerales

accesorios como apatita y monacita y estos minerales no contribuyen sustancialmente a la

producción de fundido (García-Arias, 2018), además que los modelos de actividad-

composición utilizados en este estudio no tienen en cuenta estos componentes. De igual

forma, al no haber apatito por la falta de fósforo, se redujo proporcionalmente la cantidad

del componente de CaO teniendo en cuenta las relaciones estequiométricas de CaO y P2O5

en dicho mineral. Posteriormente, se calculó la proporción de Fe2O3/FeO mediante el

algoritmo de Kress y Carmichael (1991) con un QFM+1 a 900°C y 1.0 GPa (media de la

fugacidad de oxígeno para mantos sub-oceánicos en zonas de subducción; Rowe et al.,

12

2009, y promedio de las condiciones P-T modeladas en el trabajo) implementado por Kayla

Iacovino en una hoja de Excel (https://www.kaylaiacovino.com/tools-for-petrologists/).

Por otro lado, el contenido de H2O de la serie de composiciones de partida fue

recalculado para que fuera consistente con una fracción mineral subsólidus completamente

hidratada a las presiones estudiadas, siendo esta donde se produce la mayor cantidad de

minerales hidratados sin que exista una fase fluida libre. Estas condiciones fueron elegidas

ya que se considera que la ausencia de fluidos previo a la fusión son las condiciones que

prevalecen en la corteza inferior (Clemens y Watkins, 2001). Como el contenido de agua

que cumple la condición anterior varía con la presión, se determinó el contenido de H2O de

las rocas de partida mediante pseudosecciones T-XH2O a 1.0 GPa. Las composiciones de las

rocas fuente utilizadas en los cálculos termodinámicos son presentadas en la Tabla 1.

andesita

basáltica

andesita

Mg#65 Dacita

SiO2 54.24 59.25 65.83

TiO2 1.65 0.89 0.59

Al2O3 16.48 17.41 16.11

Fe2O3 1.77 0.93 0.90

FeO 7.52 3.78 3.74

MgO 4.69 4.82 1.80

CaO 7.38 6.72 4.22

Na2O 3.22 3.56 3.84

K2O 1.83 1.66 2.20

H2O 1.22 0.97 0.78

Total 100 100 100

2.3 Detalles técnicos del modelamiento

Para realizar los cálculos se utilizó el software Perple_X (versión 6.8.7 actualizada

en junio 19, 2019) (Connolly, 2009), la base de datos termodinámicos hp633ver.dat

(Holland y Powell, 2011, actualizada en 2018) y los siguientes modelos de actividad-

solución: fundido, biotita, granate, ortopiroxeno, clinopiroxeno, olivino y espinela de

Holland et al. (2018), mica blanca de White et al. (2014), feldespato ternario de Fuhrman y

Tabla 1: Composición de las rocas fuente usada para los cálculos de fusión parcial

https://www.kaylaiacovino.com/tools-for-petrologists/

13

Lindsley (1988), clinoanfíbol de Green et al. (2016), ilmenita de White et al. (2000)

modificada por White et al. (2014) y epidota de Holland and Powell (2011).Los cálculos se

han hecho con una resolución de 1 °C.

3 Resultados

A continuación se presentarán los resultados obtenidos para cada composición de

partida, en orden de menor a mayor contenido de sílice. Donde se destacarán todos los

pulsos generados, sus conjuntos minerales, el pulso y proporción mineral

peritécticos:reactivos con mayor semejanza a los granitoides para cada composición.

3.1 Andesita basáltica

En el proceso de fusión parcial de roca se segregaron seis pulsos magmáticos a las

temperaturas de 820, 842, 850, 855, 1057 y 1127 °C como se muestra en la Figura 4. Por

otro lado, el conjunto de minerales peritécticos que conformaron este grupo son la ilmenita,

el granate, el ortopiroxeno y la espinela, mientras que el conjunto mineral reactivo lo

conforman el cuarzo, el anfíbol y la biotita. Por último, la plagioclasa y el clinopiroxeno

son reactivos y peritécticos. Por otro lado, en lo particular se observó que los magmas con

100 wt.% fundido presentaron un aumento en la maficidad con el incremento de la

temperatura partiendo de un valor de 2.92 wt.% a la temperatura de 820 °C hasta alcanzar

16.08 wt.% a 1127 °C (Figura 5). La maficidad de los magmas aumentó con el incremento

de la FMC y, dentro de ésta, aumentó con el aumento del conjunto mineral peritéctico

cosegregado a una temperatura constante (Figura 5).

El tercer pulso magmático segregado a la temperatura de 850 °C, con la proporción

40 wt.% peritéctico y 60 wt.% reactivo de FMC, es la que presenta mejor relación entre los

granitos tipo I y las concentraciones calculadas en los modelos (Figura 6 y Tabla 2). A esta

proporción se dan pendientes positivas para TiO2, CaO, Al2O3 y Mg#, mientras que para

SiO2, K2O y A/CNK se obtuvieron pendientes negativas y el Na2O se mantuvo con un valor

constante con el incremento de la maficidad. El contenido de K2O es más alto que el de los

granitos tipo I.

14

Figura 4: Proporciones modales de las fases de las composiciones de partida estudiadas, andesita basáltica de Cameron (1989), andesita y dacita de Le Maitre

(1976) con una variedad enriquecida en Mg, teniendo en cuenta las temperaturas de segregación de fundido. Los símbolos están de acuerdo a las abreviaturas

de Whitney y Evans (2010). La figura correspondiente de la andesita fue tomada de Puerto (2019).

15

3.2 Andesita Mg#65

En el proceso de fusión parcial de roca se segregaron ocho pulsos magmáticos a las

temperaturas de 850, 860, 871, 942, 1056, 1102, 1121 y 1130 °C como se muestra en la

Figura 4. El conjunto de minerales peritécticos que conformaron este grupo son la ilmenita

y los piroxenos mientras que el conjunto mineral reactivo lo conforman el cuarzo, el anfíbol

y la biotita. Por último, la plagioclasa es reactiva y peritéctica.

Figura 5: Composición de magmas puros generados a las diferentes temperaturas que se segregó fundido con

la temperatura creciente en todas las fuentes estudiadas y la andesita de Le Maitre (1976) realizada por Puerto

(2019). Figura tomada de: presentación congreso Goldschmidt García-Arias (2020).

Por otro lado, en lo particular se observó que los magmas con 100 wt.% fundido

presentaron un aumento en la maficidad partiendo de un valor de 2.62 wt.% a la

temperatura de 850 °C hasta alcanzar 10.25 wt.% a 1130 °C aunque donde se presentó el

aumento más significativo fue entre las temperaturas 942 y 1056 °C donde los valores

obtenidos cambiaron de 4.47 a 7.73 wt.% (Figura 5). En medidas generales, la maficidad de

los magmas aumentó con el incremento de la FMC y, dentro de ésta, aumentó con el

incremento del conjunto mineral peritéctico cosegregado a un valor de temperatura

constante (Figura 7).

16

El segundo pulso magmático segregado a la temperatura de 860 °C, presentó la mayor

similitud con las concentraciones de los granitos tipo I. Asimismo, la proporción 20 wt.%

Figura 6: Composición de los magmas en la andesita basáltica producidos por la entrada de fracciones

minerales durante la tercera temperatura de segregación a 850°C, comparados con granitos tipo I según la

base de datos de García-Arias (no publicada). Los números A-B mostrados en cada panel representan las

proporciones en peso de los minerales peritécticos (A) y reactivos (B), respectivamente, dentro de la FMC.

La línea interna representa la proporción peritéctica : reactiva en la FMC que mejor reproduce la tendencia

de los granitos.

17

peritéctico y 80 wt.% reactivo de FMC es la que presenta mejor relación entre los granitos

tipo I y las concentraciones calculadas en los modelos (Figura 7 y Tabla 3). A esta

proporción se dan pendientes positivas para TiO2, CaO, Al2O3 y Mg#, mientras que para

SiO2 y K2O se obtuvieron pendientes negativas, el Na2O y A/CNK se mantuvieron con un

valor constante con el incremento de la maficidad. El contenido de Mg# y K2O son un poco

altos con respecto a los granitos tipo I.

3.3 Dacita

En el proceso de fusión parcial de roca se segregaron diez pulsos magmáticos hasta

una temperatura límite de 1126 °C a las temperaturas de 835, 848, 892, 1017, 1069, 1089,

1099, 1105, 1112 y 1126 °C como se muestra en la Figura 4. Esto se debe a que después de

esta temperatura límite establecido sucedían pulsos cada 5-10 °C, debido a que el sistema

se aproximaba a su líquidus. Por lo tanto, se decidió omitir los pulsos magmáticos

segregados a partir de dicha temperatura ya que la composición de estos fundidos no se

parecía a la de los granitos. Por otro lado, el conjunto de minerales peritécticos que

conformaron este grupo son la ilmenita, el granate, los piroxenos, el anfíbol y la espinela

FMC

(wt.%) 0 20 40

PE-RE

(wt.%) 100-0 80-20 60-40 40-60 20-80 0-100 100-0 80-20 60-40 40-60 20-80 0-100

SiO2 68.02 63.71 64.10 64.48 64.86 65.25 65.63 59.41 60.18 60.95 61.71 62.48 63.25

TiO2 0.47 1.08 0.94 0.81 0.68 0.54 0.41 1.69 1.42 1.15 0.88 0.62 0.35

Al2O3 12.81 12.31 12.90 13.48 14.07 14.65 15.24 11.82 12.99 14.16 15.32 16.49 17.66

Fe2O3 0.36 1.00 0.88 0.76 0.64 0.52 0.40 1.64 1.40 1.16 0.92 0.68 0.43

FeO 1.68 4.46 3.90 3.34 2.78 2.23 1.67 7.23 6.12 5.00 3.89 2.77 1.66

MgO 0.84 2.55 2.23 1.92 1.60 1.28 0.97 4.26 3.63 2.99 2.36 1.73 1.10

CaO 1.13 2.65 2.66 2.67 2.67 2.68 2.69 4.18 4.19 4.20 4.22 4.23 4.24

Na2O 3.08 2.80 2.93 3.06 3.19 3.33 3.46 2.51 2.77 3.04 3.30 3.57 3.83

K2O 5.98 4.93 4.95 4.96 4.97 4.98 4.99 3.88 3.91 3.93 3.96 3.98 4.01

H2O 5.63 4.50 4.51 4.52 4.53 4.54 4.55 3.38 3.40 3.42 3.43 3.45 3.47

Mg# 42.66 45.88 45.89 45.90 45.90 45.92 45.94 46.58 46.71 46.89 47.18 47.69 48.82

A/CNK 0.94 0.83 0.86 0.88 0.91 0.93 0.95 0.74 0.79 0.84 0.88 0.92 0.96

Na/Ca 4.94 1.91 1.99 2.08 2.16 2.25 2.33 1.09 1.20 1.31 1.42 1.53 1.64

K/Na 1.28 1.16 1.11 1.07 1.02 0.99 0.95 1.02 0.93 0.85 0.79 0.73 0.69

Tabla 2: Composición de los magmas a partir de la andesita basáltica formados por la FMC a 850°C. PE-

RE: proporciones en wt. % de las fases peritécticas (PE) y reactivas (RE) en la FMC. A/CNK: (Al2O3/

(CaO+Na2O+K2O)).

18

mientras que el conjunto mineral reactivo lo conforman el cuarzo y la biotita. Por último, la

plagioclasa es peritéctica y reactiva.

Figura 7: Composición de los magmas en la andesita de Mg# 65 en la segunda temperatura de segregación a

860°C, comparados con granitos tipo I. Los números A-B mostrados en cada panel representan las

proporciones en peso de los minerales peritécticos (A) y reactivos (B), respectivamente, dentro de la FMC.

19

FMC

(wt.%) 0 20 40

PE-RE

(wt.%) 100-0 80-20 60-40 40-60 20-80 0-100 100-0 80-20 60-40 40-60 20-80 0-100

SiO2 68.56 65.05 65.40 65.76 66.12 66.48 66.84 61.54 62.25 62.97 63.69 64.40 65.12

TiO2 0.61 1.03 0.94 0.85 0.76 0.67 0.57 1.46 1.28 1.09 0.91 0.72 0.54

Al2O3 12.79 12.30 12.69 13.08 13.47 13.85 14.24 11.81 12.59 13.37 14.15 14.92 15.70

Fe2O3 0.30 0.53 0.51 0.49 0.47 0.45 0.42 0.76 0.72 0.67 0.63 0.59 0.55

FeO 1.28 3.31 2.94 2.57 2.19 1.82 1.45 5.35 4.61 3.86 3.11 2.37 1.62

MgO 1.02 3.25 2.90 2.56 2.21 1.86 1.51 5.48 4.79 4.09 3.40 2.70 2.00

CaO 1.10 2.42 2.41 2.40 2.38 2.37 2.36 3.74 3.71 3.69 3.66 3.64 3.62

Na2O 3.05 2.88 2.95 3.02 3.09 3.17 3.24 2.71 2.85 3.00 3.14 3.28 3.43

K2O 6.05 5.02 5.03 5.04 5.05 5.06 5.07 4.00 4.01 4.03 4.05 4.07 4.09

H2O 5.25 4.20 4.22 4.24 4.26 4.28 4.30 3.15 3.19 3.23 3.27 3.31 3.35

Mg# 54.05 60.45 60.35 60.24 60.09 59.88 59.59 61.81 61.90 62.02 62.18 62.44 62.87

A/CNK 0.94 0.84 0.86 0.88 0.90 0.92 0.94 0.76 0.80 0.84 0.87 0.91 0.94

Na/Ca 5.00 2.15 2.22 2.28 2.35 2.42 2.48 1.31 1.39 1.47 1.55 1.63 1.72

K/Na 1.31 1.15 1.12 1.10 1.07 1.05 1.03 0.97 0.93 0.89 0.85 0.82 0.78

Por otro lado, en lo particular se observó que los magmas con 100 wt.% fundido

presentaron un aumento en la maficidad partiendo de un valor de 3.17 wt.% a la

temperatura de 835 °C hasta alcanzar 10.21 wt.% a 1126 °C aunque donde se presentó el

aumento más significativo fue entre las temperaturas 892 y 1017 °C donde los valores

obtenidos cambiaron de 3.83 a 7.11 wt.% (Figura 5). La maficidad de los magmas aumentó

con el incremento de la FMC, e incrementó con el aumento del conjunto mineral peritéctico

cosegregado debida a una temperatura constante (Figura 8).

El primer pulso magmático segregado a la temperatura de 835 °C, presentó la mayor

similitud con las concentraciones de los granitos tipo I. Asimismo, la proporción 20 wt.%

peritéctico y 80wt.% reactivo de FMC es la que presenta mejor relación entre los granitos

tipo I y las concentraciones calculadas en los modelos (Figura 8 y Tabla 4). A esta

proporción se dan pendientes positivas para TiO2, CaO y Al2O3, mientras que para SiO2, y

K2O se obtuvieron pendientes negativas. El Na2O, Mg# y A/CNK se mantuvieron con un

valor constante con el incremento de la maficidad.

Tabla 3: Composición de los magmas andesita modificada en Mg/(Mg+Fe) al 65%formados por la FMC a

860°C. PE-RE: proporciones en wt. % de las fases peritécticas (PE) y reactivas (RE) en la FMC.

20

Figura 8: Composición de los magmas en la dacita en la primera temperatura de segregación a 835°C,

comparados con granitos tipo I. Los números A-B mostrados en cada panel representan las proporciones en

peso de los minerales peritécticos (A) y reactivos (B), respectivamente, dentro de la FMC.

21

FMC

(wt.%) 0 20 40

PE-RE

(wt.%) 100-0 80-20 60-40 40-60 20-80 0-100 100-0 80-20 60-40 40-60 20-80 0-100

SiO2 67.58 63.37 64.26 65.14 66.02 66.91 67.79 59.17 60.94 62.70 64.47 66.24 68.00

TiO2 0.31 0.63 0.57 0.51 0.45 0.39 0.33 0.95 0.83 0.71 0.59 0.47 0.35

Al2O3 12.94 13.35 13.40 13.46 13.51 13.57 13.62 13.76 13.87 13.98 14.09 14.20 14.31

Fe2O3 0.37 1.46 1.23 1.01 0.78 0.55 0.33 2.55 2.10 1.65 1.19 0.74 0.29

FeO 1.89 4.31 3.85 3.39 2.93 2.47 2.01 6.73 5.81 4.89 3.97 3.04 2.12

MgO 0.74 1.47 1.36 1.25 1.13 1.02 0.90 2.21 1.98 1.75 1.52 1.30 1.07

CaO 1.10 2.44 2.28 2.13 1.98 1.83 1.68 3.77 3.46 3.16 2.86 2.56 2.26

Na2O 3.26 3.28 3.30 3.32 3.34 3.37 3.39 3.30 3.34 3.39 3.43 3.48 3.53

K2O 6.02 4.98 5.03 5.08 5.13 5.18 5.23 3.95 4.04 4.14 4.24 4.34 4.43

H2O 5.80 4.71 4.71 4.72 4.72 4.72 4.72 3.62 3.63 3.63 3.63 3.64 3.64

Mg# 37.33 31.85 32.84 34.10 35.75 37.99 41.22 30.36 31.43 32.90 35.03 38.38 44.44

A/CNK 0.93 0.88 0.89 0.91 0.92 0.94 0.95 0.83 0.86 0.88 0.91 0.94 0.97

Na/Ca 5.33 2.43 2.61 2.82 3.05 3.33 3.65 1.58 1.75 1.94 2.17 2.46 2.83

K/Na 1.22 1.00 1.00 1.01 1.01 1.01 1.01 0.79 0.80 0.80 0.81 0.82 0.83

4 Discusión

En primer lugar, los fundidos puros segregados en diferentes pulsos al aumentar

la temperatura de todas las composiciones de partida estudiadas, incluyendo la de Puerto

(2019), nos suministran información sobre la forma en la que estos se comportan

composicionalmente frente la temperatura (Figura 5). Así pues, en estos se observa que se

producen tendencias que no coinciden con las de los granitoides cordilleranos, ya que estos

fundidos puros no reproducen por sí solos la variabilidad composicional de los granitos. Sin

embargo, hay un grupo de fundidos con maficidad entre 2.5 - 3.5 wt.% (debajo del valor

promedio de 5.58 wt.% de los granitoides) que producen tendencias similares a las de los

granitos. Especialmente para las composiciones más félsicas, por lo que los granitos más

máficos no se representan. Además, la temperatura de los fundidos más máficos son

mayores que la de los diapiros cuando se re-laminan, de aproximadamente 900 °C (Vogt et

al, 2012), por lo que fundidos a T > 900 °C no podrían formarse.

Tabla 4: Composición de los magmas a partir de la dacita formados por la FMC a 835°C. PE-RE:

proporciones en wt. % de las fases peritécticas (PE) y reactivas (RE) en la FMC.

22

Por otro lado, la proporción de FMC juega un papel importante en la maficidad de

los magmas segregados de las rocas fuente, ya que al aumentar la FMC se incrementó el

rango de maficidad. El rango de maficidad más amplio registrado (3.05 wt.% hasta 13.59

wt.%) fue el de la andesita basáltica a la temperatura de 850 °C, mientras que para las otras

composiciones de partida estudiadas, el mayor rango de maficidad se produjo a 835 ºC para

la dacita y 860 °C para la andesitaMg# 65, todos estos muy similares al resultado (844 °C)

de la andesita estudiada por Puerto (2019). Por ende, si la entrada de restitas ricas en

minerales peritécticos contribuye a la variabilidad composicional, los magmas deben

segregarse entre los 820 y 870 °C a 1.0 GPa haciendo que el arrastre de minerales en estas

masas fundidas puede producir tendencias compatibles con las de los granitos, en especial

para las composiciones más félsicas.

Los resultados obtenidos en los diagramas bivariados para los óxidos a partir del

pulso de magmas a 850 ºC para la composición andesita basáltica, presentó las mayores

coincidencias, ya que estos tienen una tendencia más paralela a la tendencia de los

granitoides, además que los magmas generados para la proporción PE-RE seleccionada (40-

60) se proyectan dentro de la nube de densidad de los granitos con un amplio espectro

composicional. Por lo tanto, se eligieron los magmas de la andesita basáltica sobre los

magmas de la andesitaMg#65 y la dacita como los que tienen la mayor semejanza a los

granitoides. Teniendo su mayor diferencia en la andesita Mg# 65, ya que los magmas

generados por esta composición presentó niveles más altos en su contenido de Mg# al

compararse con los granitos tipo I (Figura 7) mientras que la dacita presenta una pendiente

positiva con tendencia similar a la de los granitos pero con una pendiente aparentemente

menor a la a la tendencia mostrada a la de los granitoides más maficos. Asimismo, los

magmas generados por la andesita basáltica presentan un rango medio de maficidad más

afín a los exhibidos por dichos óxidos en la base de datos.

Finalmente, se observó que incluso el pulso de magmas con mayor rango de

maficidad no representó toda la variabilidad de los granitos, ya que quedaron por fuera del

espectro composicional los granitos más félsicos y máficos. Por lo tanto, la entrada de

restitas no puede explicar toda la variabilidad exhibida en los granitoides, indicando que

23

otros procesos, como la cristalización fraccionada también deben contribuir a la

variabilidad composicional de los granitos cordilleranos.

5 Conclusiones

En el modelo magmático actual en arcos continentales, la entrada de restitas puede

desempeñar un papel en la configuración de la composición de los granitoides

cordilleranos, pero no logra explicar por si sola toda la variabilidad composicional de los

granitoides por lo que no se descarta la intervención de la cristalización fraccionada en la

formación de los granitos tipo I. Las proporciones variables de basalto y sedimentos en los

diapiros fríos pueden producir magmas cuya composición coincide con los granitoides, en

especial las que presentan composiciones más maficas (andesita basálticas) e intermedias

(andesita) como la exhibida en Puerto (2019) ya que entre estas se obtuvieron los mejores

resultados. Las composiciones fuente de alto contenido de Mg# no pueden ser una fuente

principal de granitoides cordilleranos.

Agradecimientos

En primer lugar, agradezco al profesor Marcos García Arias por brindarme toda su

paciencia y los conocimientos necesarios para realizar este proyecto de grado. Además,

agradezco a mi familia y amigos por apoyarme en cada momento de mi vida durante estos

años de universidad. Por último, agradezco a la Universidad de los Andes por brindarme

valiosas enseñanzas para la vida personal y profesional.

24

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Anexos

Anexo A: Composición del sistema residual a cada temperatura de segregación para las composiciones de partida.

Andesita basaltica

Temperatura(°C) SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O TOTAL

820 Fundido 67.17 0.51 12.68 0.22 1.82 0.68 1.10 3.25 5.72 6.85 100.00

Sistema Residual 53.56 1.71 16.68 1.85 7.82 4.91 7.71 3.22 1.62 0.92 100.00

842 Fundido 67.80 0.53 12.79 0.26 1.70 0.85 1.15 3.10 5.99 5.84 100.00


850 Fundido 68.02 0.47 12.81 0.36 1.68 0.84 1.13 3.08 5.98 5.63 100.00


855 Fundido 68.01 0.52 12.74 0.31 1.86 0.84 1.13 2.99 6.00 5.60 100.00


1057 Fundido 59.58 0.57 14.38 1.42 7.46 2.46 4.28 3.65 4.34 1.87 100.00


1127 Fundido 56.09 0.63 14.05 2.38 10.45 3.16 6.07 3.37 3.23 0.57 100.00


Andesita Mg#65


850 Fundido 68.15 0.68 12.79 0.21 1.32 0.95 1.14 3.19 5.86 5.72 100.00


860 Fundido 68.56 0.61 12.79 0.30 1.28 1.02 1.10 3.05 6.05 5.25 100.00


871 Fundido 68.81 0.60 12.51 0.35 1.26 1.21 1.40 2.78 6.05 5.03 100.00


30

942 Fundido 69.89 0.58 11.92 0.53 2.08 1.71 2.16 3.06 4.69 3.37 100.00


1056 Fundido 70.33 0.48 10.75 1.22 3.74 2.69 3.83 2.78 3.17 1.01 100.00


1102 Fundido 69.95 0.49 10.25 1.62 4.43 3.12 4.67 2.64 2.51 0.31 100.00


1121 Fundido 69.86 0.52 9.96 1.73 4.74 3.36 5.09 2.61 2.05 0.09 100.00


1130 Fundido 69.60 0.55 9.85 1.78 4.98 3.49 5.34 2.64 1.73 0.03 100.00


Dacita


835 Fundido 67.58 0.31 12.94 0.37 1.89 0.74 1.10 3.26 6.02 5.80 100.00


848 Fundido 68.08 0.36 12.89 0.41 1.83 0.82 1.11 3.20 5.96 5.35 100.00


892 Fundido 68.59 0.32 12.99 0.50 2.28 0.91 1.40 2.77 6.51 3.73 100.00


1017 Fundido 69.34 0.33 12.05 0.98 4.58 1.47 2.47 2.62 5.05 1.12 100.00


1069 Fundido 68.71 0.37 11.71 1.29 5.98 1.78 2.98 2.54 4.32 0.34 100.00


1089 Fundido 68.58 0.40 11.56 1.36 6.66 1.87 3.04 2.54 3.89 0.11 100.00


1099 Fundido 68.09 0.39 11.54 1.41 7.33 1.92 3.18 2.58 3.52 0.03 100.00


31

1105 Fundido 67.11 0.44 11.76 1.51 7.95 1.99 3.28 2.67 3.28 0.01 100.00


1112 Fundido 67.86 0.46 11.53 1.41 7.90 2.05 3.17 2.71 2.91 0.00 100.00


1126 Fundido 68.66 0.53 12.00 1.34 6.41 2.46 3.07 2.89 2.64 0.00 100.00


Modelización termodinámica de la petrogénesis de granitos ...

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