Conceptos importantes Petrología: Rama de la geología que trata el origen, ocurr urrenci ncia, estr structu ucturra e hist histor oria ia de las las roc rocas Petrografía: Subcampo de la Petrología, que trata la descripción y clasificación sistemática de las rocas, espe especi cial alm mente ente bajo bajo el micro icrosc scop opio io petr petrog ográ ráfi ficco En este curso las clases teóricas tratarán más profundamente profundamente acerca acerca de temas petrológicos, petrológicos, mientras que en las clases clas es prácticas se trabajará dentro del campo de la petrografía
Roca ígnea: es cualquier tipo de roca, cristalina o vítrea, que se forma a partir del enfriamiento del magma Magma: consiste principalmente de materia rocosa en estado líquido (fundido), aunque también contiene cristales de minerales en suspensión, y gases que o bien están disueltos en el fundido, o bien están presentes como fase gase gaseo osa sep separada rada del mism ismo.
El ascenso y emplazamiento del magma puede ser •Superficial: rocas volc volcán ánic icas as o extrusivas
•Profundo: rocas plutónicas o intrusivas
Tipos composicionales Acidos:
66-77 % SiO2
Intermedios:
52-66 % SiO2
Básicos:
45-52 % SiO2
Ultrabásicos:
37-45 % SiO2
Carbonatíticos (raros) no son silíceos silí ceos (40-50 % CO3-2)
Elementos mayores En %
Elementos traza En ppm
Gases disueltos • El % total depende de la composición: alta para magmas ácidos, menor para básicos • En solución a altas P (profundidad) • Exsolución cuando P baja (similar a gaseosa cuando sacamos la tapa) burbujas y expansión (explosión) • Principalmente H2O y CO2 (SO2, H2S, HCl, HF)
Temperatura de los magmas Komatitas arqueanas 1500 – 1400 ºC Basaltos/Gabros 1200 – 1000 ºC Andesitas/Dacitas/Tonalitas 1100 – 900 ºC Riolitas/Granitos 900 – 650 ºC Tipos de mediciones • Directas en lavas y piroclastitas (termocuplas) • Indirectas de campo (pirómetros ópticos) • Indirectas por métodos satelitales (no muy seguro) • En laboratorio (experimentos de fusión/cristalización) • Fusión de inclusiones de vidrio en minerales • Equilibrio mineral (geotermómetros)
termocuplas
pirómetros ópticos
Geotermómetros simples - Polimorfos de SiO 2 573º Cuarzo (trigonal)
870º
1470º
cuarzo
tridimita
(hexagonal)
(rómbica)
- Inversión nefelina-carnegieite
cristobalita (cúbica)
(SiO4AlNa) ...........1250ºC
- Inestabilidad de hornblenda..........................................1080ºC - Inestabilidad de biotita...................................................870ºC - Inversión leucita isótropa-birrefringente..................600ºC
Geotermómetros complejos (calibrados por experimentos o modelos termodinámicos): permiten conocer la historia de evolución térmica de la cristalización
Ejemplos: - Intercambio de Fe+2 y Mg+2 entre Biotita – Granate - Contenido de Na+ y K + en Cordierita - Equilibrio plagioclasa – hornblenda (intercambios de Al iv y Al vi , Ti+3 , Na+ y Ca+2 ) - Equilibrio ilmenita – magnetita (intercambio de Ti+3 y Fe+2 también dependiente de fO 2 ) - Composición de orto y clinopiroxeno en equilibrio - Composición de feldespatos alcalinos y plagioclasa en equilibrio
Viscosidad Es la resistencia que opone cualquier material al flujo (contrario a fluidez). Depende de la temperatura y composición. Propiedad importante del magma !!! • ascenso • evolución • Modo de erupción Ricos en SiO2 105-1012 Pa s Basálticos 10-103 Pa s 100000 a 100 millones de veces menos fluidos que H2O
De los diez elementos más abundantes en un magma, el O es el único anión, mient ras que Si es el catió n más abundant e.
O2-
2-
O
O2-
O2-
En función de sus propiedades elctroquímicas, estos dos elementos se coor dinan según union es tetraédricas. La unió n con O es más fuerte que con otros cationes. Los tetraedros ya se forman cuando el magma está en estado líquido y p or encima de la T de cristalización
Estos tetraedro s, son eléctric amente atraídos a otros tetraedros , formando cadenas, cuya magnitud expresa el g rado d e pol imerización del magma. Este últi mo es el que le confiere la visco sidad. Magma rio lítico Alta vis co si dad
Magma basáltico Baja visco sidad
La pol imerización es menor en pr esencia de ion es OH, así como otro s elementos (álcalis, F, Cl y B) que son capaces de formar complejos que “ cortan” las cadenas.
Ejemplo : Un magma riolítico con 6 % de ag ua d is uel ta, es 4–5 ó rd en es d e magnitud menos viscoso que cuando es anhidro
Origen del magma Los magmas provienen del interior de la Tierra, pero no se distribuyen homogéneamente. Los volcanes nos indican que el magmatismo se desarrolla por franjas o zonas específicas.
La Estructura interna de la Tierra
Propiedades físicas
Composición química
Composición química Corteza: Continental: espesor entre 10-70 km. Andesítica en promedio. Oceánica: 8 – 10 km. Basáltica en promedio
Manto: Espesor de 3488 km. Compuesto por peridotitas (Ol + Opx + Cpx). Mineralogía cambia en profundidad. P baja Pl P int. Spl P altas (>30 kbar) Gar Profundidad >400 – 670 Km Ol y Px polimorfos. Composición química invariable.
Núcleo: 2883 km de radio. Compuesto por Fe y menor Ni (ferrometeoritos, ondas sísmicas y experimentos)
Propiedades físicas Litósfera: 100 km de espesor promedio (200 km en continentes, menor en cordilleras y valles oceánicos) Comprende corteza tanto como la arte superior del manto Conforman las placas tectónicas y “flotan” en la astenósfera
Astenósfera: 250 km de espesor. Roca sólida capaz de fluir (dúctil - viscosidad) Zona superior (LVZ) parcialmente fundida.
Mesósfera: 2500 km de espesor, roca sólida aún capaz de fluir
Núcleo externo: 2250 km de espesor. Líquido: la velocidad de ondas S = 0 (incompresible)
Núcleo interno: 1230 km de radio. Sólido
Pero... de cuál de estos sectores viene el magma? Núcleo externo: composición!
líquido,
pero
no
coincide
la
• En fondo oceánico: fusión de corteza basáltica previa no produce otro basalto (100% de fusión, irreal) • En continentes: se extruyen e intruyen basaltos y riolitas. Basaltos: no pueden formarse de la corteza (andesítica) Rocas ácidas: derivan principalmente de la corteza. Con excepción de algunos magmas silíceos continentales, la fuente principal de magmatismo es la fusión de peridotitas mantélicas
Calor terrestre El flujo de calor terrestre tiene una distribución que coincide con las zonas donde se concentra el magmatismo. El calor se disipa desde el interior terrestre hacia el espacio exterior Causas posibles del calor terrestre
1) decaimiento radiocativo de isótopos de larga vida media (miles de M.a.) . P.ej: U238, U235, Th232, K 40 y Rb87 2) Calor original (acreción de planetesimales): energía potencial gravitacional energía cinética calor 3) Efecto gravitacional de la Luna (mareas terrestres)
Gradiente geotérmico Es la variación normal del calor de la Tierra en profundidad
El gradiente indica que T es menor que la T de fusión de la peridotita mantélica (c/ algo de H 2O y CO2).
Bajo condiciones normales el manto es sólido!!!
Origen del magma La fusión del manto implica que el gradiente geotérmico debe aumentar, o que la curva del solidus de la peridotita debe descender
Solidus: T máxima a la que todos los minerales de una roca son sólidos, o T a la que aparece la primera gota de líquido durante la fusión.
Liquidus: T mínima a la que un magma está 100% en estado líquido, o T a la que aparece el primer cristal.
1) Aumentando el gradiente geotermal •
Calor radioactivo: probablemente causa el gradiente normal, pero difícilmente lo eleva. Alta concentración en la corteza pero escasa en el manto.
•
Calor friccional: en la base de la litosfera o zonas de subducción. La elevación del gradiente es localizada.
• Descompresión por convección: Convección: transferencia de calor con movimiento conjunto de materia. El gradiente térmico debe ser lo suficientemente grande como para provocar expansión y ascenso de un cierto volumen de material mantélico, cuyo espacio será ocupado por manto más frío desde sectores más altos Nota: la convección no precisa que el material que está en movimiento sea líquido. Los sólidos también experimentan este proceso si existe tiempo suficiente, ya que son materiales con viscosidad.
La velocidad de movimiento en celdas concevtivas del manto se estima en cm/año
celdas convectivas Control por densidad (energía calórica + gravitacional)
Ascenso del gradiente geotérmico
Fusión de la peridotita
2) Disminuyendo la T del sólidus de la peridotita En la naturaleza, los componentes puros son más difíciles de fundir que los combinados. La adición de cualquier elemento a la peridotita, hará que ésta sea más fácil de fundir que la peridotita pura.
Este mecanismo se conoce como fusión por flujo (flux melting) Los elementos adicionados más fácilmente son los volátiles H2O y CO2 principalmente en las zonas de subducción
a) H2O y CO2 en sedimentos pelágicos de fondos marinos o filosilicatos de alteración de Ol y Px de placa subductada b) Deshidratación y de-carbonatación por metamorfismo de placa subductada c) Adición de fase fluida al manto astenosférico o a la placa subductada
Anatexis cortical a) Magmas basálticos formados en el manto intruyen la corteza. La intrusión es favorecida porque d bas >> dcort. b) La disipación de calor del magma mantélico eleva el gradiente de T en la corteza. c) Intrusiones sucesivas de magmas mantélicos en la misma zona incrementan más la T, superando incluso la Tsolidus de la corteza Fusión parcial
Magmatismo y tectónica de placas Procesos directamente vinculados entre sí en variedad de escenarios tectónicos
Convección mantélica: motor de la tectónica de placas
Otro efecto de la convección mantélica: Las plumas mantélicas o puntos calientes (hot spot)
Bordes de placas divergentes
Dorsal meso-oceánica Magma basáltico: fusión por descompresión
A medida que las placas se separan el espacio es rellenado por magma que proviene del manto
El magma se enfría lentamente al alcanzar La nueva corteza se forma a una el fondo del mar ampliando superficie velocidad promedio así de su 5 cm/año
Este tipo de magmatismo fue tan voluminoso en Islandia que produjo que la dorsal emerja del fondo oceánico
Otro tipo de márgenes divergentes: Rifts o zonas extensionales dentro del continente (dorsales incipientes o abortadas). Ej: El Valle del Rift de Africa Oriental y El Mar Rojo
Márgenes convergentes
Colisión de placas oceánica y continental La placa oceánica fría y densa se hunde bajo la continental siguiendo el flujo descendente de la convección mantélica
volcanismo
2
1
1) Magmas mantélicos primarios por fusión por flujo de volátiles en la astenósfera y placa subductada 2) Magmas por fusión parcial de corteza y mezcla con los del manto
Colisión de dos placas oceánicas y formación de arcos de islas volcánicas
Colisión de 2 continentes
La fusión parcial de la corteza continental una vez terminada la subducción de la placa oceánica es menor, y se debe a que sectores muy hidratados de la corteza continental son llevados a situaciones de mayor profundidad y elevado gradiente geotérmico. También opera la fusión por descompresión
MARGEN PASIVO
DORSAL
MARGEN ACTIVO
ISLAS VOLCANICAS
PUNTO CALIENTE
Volcanismo intraplaca Isla más joven
Islas volcánicas de Hawai Punto caliente fijo
Cristalización del magma El ascenso del magma y su emplazamiento en reservorios temporales o finales conducen a la disipación de calor en el entorno. Esta pérdida de T provoca que el magma atraviese su líquidus y comiencen a formarse fases cristalinas. La cristalización está gobernada por 4 factores principales: a) La tasa de enfriamiento del magma b) La velocidad de difusión de elementos en el magma c) La velocidad de crecimiento de los cristales d) La tasa de nucleación de los cristales
Nucleación, crecimiento y tasa de enfriamiento están ligadas entre sí
