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Apuntes Petrografía y Petrología Ígnea 2018. Jashmila Edit.- Universidad de Concepción Facultad de Ciencias Químicas Departamento de Geología Apuntes de: Petrografía & Petrología Ígnea Javiera Jashmila Nazar Córdova Geología - UdeC 1 Apuntes Petrografía y Petrología Ígnea 2018. Jashm...

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Apuntes Petrografía y Petrología Ígnea 2018.

Jashmila Edit.-

Universidad de Concepción Facultad de Ciencias Químicas Departamento de Geología

Apuntes de:

Petrografía & Petrología Ígnea Javiera Jashmila Nazar Córdova Geología - UdeC

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Apuntes Petrografía y Petrología Ígnea 2018.

Jashmila Edit.-

Petrografía y Petrología Ígnea Descripción: Entregar los conocimientos básicos sobre los diferentes tipos de rocas ígneas, sus constituyentes mineralógicos, sus texturas y las diferentes clasificaciones. Además, se analizan las condiciones de formación y los ambientes geotectónicos en los cuales se emplazan y evolucionan los magmas. Petrografía: descripción y clasificación de rocas. Rocas Ígneas, formadas a altas temperaturas (650 – 1250, γ granito – β basalto) ó rocas magmáticas (es sinónimo) formadas por enfriamiento de un magma. Magma  mezcla silicatada fundida. El magma proviene de la fusión parcial de manto y la corteza Condiciones de formación de rocas ígneas •

Rocas volcánicas (extrusivas): a presión atmosférica. La temperatura depende de la composición de la roca. Va a ocurrir un enfriamiento rápido. La presión disminuye bruscamente por lo cual va a haber liberación de gases que estaban disueltos en el magma. Los gases más comunes liberados en la atmósfera por los sistemas volcánicos son vapor de agua, seguido de CO2 y SO2. También liberan pequeñas cantidades de otros gases como H2S, H2, CO, HCl, HF y He.

•

Rocas plutónicas (intrusivas): la temperatura es menor que en rocas volcánicas. γ (granito)  650º v/s ρ (Riolita)  700º - 900º Los gases disueltos bajan la temperatura de fusión. A profundidades > 1 km deja de existir la diferencia entre gas y líquido -> fluidos

Rocas hipoabisales se encuentran entre las extrusivas e intrusivas y si están cerca de la superficie son subvolcánicas. Texturas ígneas Sirven para reconocer el tipo de roca; volcánica, hipoabisal o plutónica. Está determinado por

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la tasa de enfriamiento. Así, rocas plutónicas el proceso es lento (Ma) y rocas volcánicas es rápido (días, horas) La textura de las rocas depende en función de la tasa de enfriamiento, además interviene también la nucleación y el crecimiento cristalino. Estos dos últimos dependen del Undercooling. La tasa de enfriamiento determina el undercooling y éste determina la tasa de nucleación y la tasa de crecimiento cristalino. Tasa de enfriamiento lento —> bajo °T Tasa de enfriamiento rápido —> alto °T • •

Nucleación: los átomos se juntan y forman un embrión de cristal (10-100amg) Crecimiento cristalino: crecimiento gracias al aporte de los átomos que forman el cristal. Depende de la difusión. Ejemplo en lava ácida, baja difusión, cristales pequeños o sin cristales, es decir, vítreo.

Tanto la nucleación como el crecimiento cristalino dependen de la temperatura y comienzan a actuar bajo la teq.

A) Empieza la cristalización. B) En la realidad el cristal aparece aquí ΔT) undercooling (= supercooling; bajo enfriamiento)

Bajo la temperatura de equilibrio, el magma esta líquido y hay mayor difusión y un alto crecimiento. •

En Ta CC > N Pocos núcleos y gran crecimiento cristalino. Se forman rocas con textura fanerítica (grano grueso). El ΔT es bajo, provocado por enfriamiento lento

•

En intersección CC y N, mayor ΔT  N = CC

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Cristales del mismo tamaño, abundantes, pequeños a medianos •

En Tb N > CC Cristales muy pequeños  afanítico a grano fino

•

En Tc N >> CC Textura vítrea

Nucleación y crecimiento cristalino para Q-Pl-Feldespato alcalino Línea segmentada ➜ nucleación Línea continua ➜ crecimiento cristalino Los minerales tienen respuesta a un mismo ΔT.

distinta

Así, si ΔT = 180º C Fk, pocos pero grande Pl, tamaño medio Q, muchos y pequeños

Esto da origen a una textura porfídica. Es decir, el undercooling puede generar textura porfídica en plutones silíceos, pero la textura porfídica se explica generalmente por dos tiempos de cristalización. 1. En cámara magmática o conducto, donde se generan fenocristales 2. En superficie, donde se genera la masa fundamental. Por la diferencia de temperatura. La forma cristalina depende del grado de undercooling: 



 

Bajo ΔT (Undercooling), plagioclasas euhedrales (en rocas plutónicas faneriticas) Medio ΔT (aprox. 100º) plagioclasas esqueletales (rocas volcánicas vítreas y afaníticas) Alto ΔT (elevado), hábito dendrítico Muy alto ΔT (superior), hábito esferulítico

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Para distintos minerales, la respuesta al ΔT difiere, por ejemplo, olivino esqueletal junto a plagioclasa sin undercooling.

Composición química promedio de las rocas ígneas (peso %) Clark y Washington, 1922 realizaron 5000 análisis. Son 8 los elementos más abundantes, con promedio superior al 1% y la masa de estos es 98.62%. Por lo tanto estos 8 elementos son representativos de las rocas ígneas en composición. Los minerales se forman a partir del magma en condiciones de equilibrio, y siempre tienden a éste. (una zonación, por ejemplo, se da cuando hay una cristalización en desequilibrio)

La regla de fase de Gibbs nos dice que: V = C + 2 – φ, V = varianza del sistema, grados de libertad, numero de variables que uno puede modificar libre y abstractamente sin afectar el estado del sistema. C = constituyentes independientes (8 elementos en este caso) 2 = proviene de P y T φ = número de fases (nº de minerales) Para nosotros el sistema será el lugar donde ocurre la cristalización. Ejemplo la cámara magmática.

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Por lo tanto la regla de Gibbs queda: V=C+2–φ 2=C+2–φ (V=2 debido a que se mantiene el sistema aún varíe P y T), φ ≤ C ➜Regla mineralógica de fases de Goldschmidt. En el caso de los 8 elementos representativos se tiene que, φ≤8 Ahora, sabemos que el oxígeno se asocia al silicio, aluminio, o ambos, generando silicatos y aluminosilicatos, por lo tanto estos elementos dejan de ser independientes disminuyendo el número de constituyentes independientes (C), es decir, C disminuye. También ocurre esto en las sustituciones en soluciones sólidas. Ejemplo; Mg2+ ➜ Fe2+ Ca ➜ 2Na Entonces la regla nos queda, φ ~ ≤ 6, es decir, en una roca ígnea no hay muchos minerales.

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Porcentajes de abundancia de diferentes minerales formadores de rocas ígneas, en promedio. * Feldespatos

59%

* Cuarzo * Piroxenos * Anfíbolas * Micas

12% 11% 5% 5%

* Olivino * Feldespatoides *Minerales titaníferos (ilmenita, rutilo, esfeno) * Magnetita * Apatito * Otros Total

3% 1%

/plagioclasa: 45% \F. alcalino : 14% Cpx > Opx / biotita: 3.8% \ muscovita: 1.2%

1.5% 1% 0.5% 1% 100%

La gran mayoría son silicatos, que son los minerales constituyentes más abundantes (> 5%), los cuales sirven para clasificar las rocas. Los minerales accesorios (1 – 5%) no son tomados en cuenta para la clasificación  

Minerales primarios ➜ Minerales que se forman a partir de la cristalización del magma. Minerales secundarios ➜ Son todos aquellos que no se forman a partir del magma. Alteraciones que ocurren después de consolidada la roca (ej uralitización)

Origen y evolución de un magma Se forma en el manto superior o corteza inferior, asciende por diferencia de densidad, disminuye la temperatura y se acumula en cámaras magmáticas, ahí, principalmente, se produce la diferenciación magmática. Diferenciación magmática Cualquier proceso mediante el cual un magma inicialmente homogéneo y generalmente máfico se diversifica produciendo magmas o rocas de diferente composición.

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Procesos de diferenciación magmática 1. 2. 3. 4.

Cristalización fraccionada (el proceso principal) Mezcla de magmas Contaminación de magmas por rocas cristales Inmiscibilidad líquida

El principal es la cristalización fraccionada. El cual consiste en una diferenciación por cristalización de ciertos minerales que son separados del magma y por lo tango modifican la composición del magma. La serie de Bowen se basa en que no todos los minerales poseen la misma temperatura de solidificación. Pero las variaciones en la serie continua dependen de composición inicial. Implicaría también que piroxenos y anfíboles son secundarios cuando generalmente son primarios.  Mecanismos de separación de minerales del magma: 1. Cristalización por gravedad (Bowen, 1928) 2. Cristalización en el frente de solidificación (Marsh, 1989,2006) 3. Cristalización por descompresión (Brophy, 2009) (En discusión) 1.- Cristalización por gravedad: Los minerales más densos que contiene el magma (como el Olivino) decantan por densidad. Por su parte los minerales menos densos (plagio) ascienden. Implica cristalización a lo largo de toda la cámara magmática + acumulación gravitatoria a gran escala. Este mecanismo ha perdido importancia ya que se ha reconocido que la cristalización gatillada por pérdida de calor a la roca caja, está restringida a los márgenes del cuerpo de magma 2.- Cristalización en el frente de Solidificación. La cristalización ocurre en los bordes de la cámara magmática desde fuera hacia dentro. 3.- Cristalización por descompresión: Los magmas máficos de zonas de subducción son hidratados (2-6% de H 2 O). La descompresión implica ascenso de magma, descompresión (caída de la presión) debido a la exsolución de volátiles, principalmente agua, y cristalización tanto en el conducto como en toda la cámara magmática (no sólo en los bordes), puesto que la variación de la presión es igual para todo el magma. Hay actualmente un creciente consenso de que la cristalización rápida por descompresión a bajas presiones es una característica de los magmas de zonas de subducción y que ello puede ser responsable de toda la cristalización que se 8

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traduce en fenocristales de las lavas. (Responsable de la generación de fenocristales). La variación coherente en la composición de un conjunto de rocas en estrecha asociación espacio-temporal (mismo volcán, mismo plutón, misma edad) es una evidencia de cristalización fraccionada Conociendo la composición química de los minerales, al observar las variaciones químicas entre las rocas se puede inferir cual mineral cristalizó. Ejemplo: Ol y px consumen magnesio —> cpmp MgO disminuye cristalizaron máficos

 Serie de Bowen: Discontinua: Minerales máficos. Ocurre a temperatura constante. V = 0 Continua: Plagioclasas. Ocurre en un rango de temperatura y presión constante; V =1 Pero las variaciones en la serie continua dependen de la composición inicial . Implicaría también que Piroxenos, Anfíboles, etc son secundarios; cuando generalmente son primarios.  Evidencias fraccionada

de

cristalización

•

Primeras emisiones del magma más básicas y las siguientes más félsicas.

•

Variación coherente de los componentes químicos entre diferentes rocas. Ejemplo, 1º pulso magnésico, 2º pulso menos magnésico.

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Diagrama de Fases: Sistema binario: Cristalización al equilibrio en solución solida completa Ab – An Líquido inicial An60. En b aparece 1er cristal An90 y líquido residual evoluciona hacia g. 

Líquido equilibrio con sólido, el sólido cambia progresivamente su composición (—> h), para llegar finalmente a una composición uniforme An60.



Líquido es separado del sólido, se forman cristales de diferente composición (zonación).

b + c = d + f , en todo momento pasa esto. L1 + S1 = L2 + S2 Los mecanismos de la Cristalización fraccionada son mejor entendidos gracias a los diagramas de fases. La Cristalización al equilibrio no es muy interesante puesto que siempre se llega a la composición inicial y por ende no hay evolución en la composición de los magmas. Además los sistemas reales a menudo no permanecen al equilibrio (Zonación). Una evidencia de cristalización fraccionada es la zonación, puesto que en cada etapa el magma residual cambia de composición. Reacción continua: intercambio que ocurre en un rango de Tº.

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Sistema binario: 2 componentes diferentes => eutéctico

Entre los dos componentes extremos no existe solución sólida. (Otros ejemplos: Fo-Di, Fo-An) Reacción continua: Liq1 = sol + Liq2.

V = C + 2 - Phi —> V = 2 + 1 (puesto que P fija) - 2 (liquido y anortita)= 1 pero discontinua al eutéctico L1 = sol1 + sol2; V=2+1-3 = 0 En b, cristaliza An y el líquido va a d, hasta el eutéctico. Cristaliza primero anortita, luego el piroxeno, esto genera una textura ofitica; el piroxeno engloba a la plagioclasa.

Sistema ternario:

3 componentes distintos; Di – An – Fo 3 eutécticos binarios 2 líneas cotécticas (2 minerales coexisten simultáneamente) 1 eutéctico ternario = M

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Otros mecanismos de diferenciación magmática son: • • •

Contaminación por parte de la roca de caja Mezcla de magmas: Mingling (Observación a ojo) Mixing (Observado al Microscopio) Inmiscibilidad líquida: Fusión incongruente 12

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 Inmiscibilidad líquida Es un proceso de diferenciación magmática, a nivel local. A partir de un magma inicial (n), se forman 2, o y p que evolucionan distintamente, uno se empobrece en SiO2, el otro no. Esto es debido a la inmiscibilidad entre 2 líquidos.

P: punto perieutectico En a cristaliza olivino. En p cristaliza además enstatita. Texturalmente, se verá olivino rodeado por ortopiroxeno. a Esto es una evidencia más de cristalización fraccionada. Porque el olivino reacciona con el líquido para formar enstatita. P

Ol + liq = En

 Serie Magmática Existen distintos tipos de magmas. Y un tipo en particular origina una serie magmática. “Conjunto de rocas co-magmáticas (formadas a partir de un mismo magma parental) en estrecha asociación tempora (de igual edad)” Diferentes series se diferencian por composición química, minerales, tipos de roca que generan y ambiente geotectónico.

Series magmáticas:

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Existen 3 tipos principales de series:

1. Serie alcalina: Na2O + K2O / SiO2, elevada Nefelina normativa (feldespatoides) Sólo Clinopiroxenos!. No ortopiroxenos. 2. Serie subalcalina: a. Serie calcoalcalina: ricas en Al. Na2O + K2O / SiO2, intermedia No presenta enriquecimiento en Fe, en términos intermedios de la serie. (Ejemplo, dacita, andesita, diorita, riolita, la andesita seria la intermedia) b. Serie teolítica: Na2O + K2O / SiO2, bajo Presenta un enriquecimiento en Fe en términos intermedios. Menos importante: 3. Serie Shoshonitica: Se encuentra en zona de tras-arco. Rica en Alcalis. Diagrama de división de serie alcalina – subalcalina (las distintas líneas representan la separación dada por distintos autores), más conocida. Rocas alcalinas son menos frecuentes que las subalcalinas.

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Diagrama AFM. Divide serie subalcalina en Calco-alcalina y toleítica.

F = FeO + Fe2O3 x 0.9 A = Na2O + K2O M = MgO

La serie toleítica en su sección intermedia presenta enriquecimiento en Fe. La Serie calcoalcalina no presenta este enriquecimiento debido a que corresponde a un magma hidratado.

Diagrama de Miyashiro Diagrama de Miyashiro es usado para una distinción más cuantitativa entre la serie calcoalcalina y toleítica. La primera tiene pendientes más pronunciadas y la segunda más suaves.

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 Ambientes geotectónicos. Las series magmáticas se diferencias por el ambiente geotectónico: 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.

Dorsal meso oceánica Rift intra-continental Arcos de islas Márgenes continentales Cuencas de tras arco Islas oceánicas Actividad intra-continental (Kimberlitas, carbonatitas, anorthositas)

I.

Dorsal meso-oceánica: Aquí se está generando corteza oceánica. 0.6 a 8 cm/año. Se forman cordilleras oceánicas.

II.

Rift intracontinental: En el continente hay una expansión/separación. Ejemplo, el rift del NE de áfrica.

III.

Arcos de islas: Generadas producto de la subducción de 2 placas oceánicas.

IV.

Márgenes continentales activos: Subducción de placa oceánica bajo una placa continental. •

Subducción tipo chilena: Hay compresión por cabalgamiento, fallas inversas. El SLAB es joven, delgada, caliente, y tiene alta flotabilidad.

•

Subducción tipo mariana: El SLAB se hunde bajo el manto. Es fría, gruesa, densa, vieja. Cambia el ángulo de subducción. Esto puede estar ocasionado por una baja tasa de expansión de los fondos oceánicos 16

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V.

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Cuenca de tras arco: Existen tres hipótesis sobre su origen:

SLAB = Corteza oceánica B: el SLAB cambia el ángulo de subducción, por gravedad, y eso produce que el arco se mueva hacia la fosa C: corrientes de subducción D: la placa continental avanza hacia la izquierda, pero el manto ejerce resistencia hacia la derecha, provocando el quiebre.

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•

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Abertura de una cuenca de tras – arco. (Cuenca marginal = cuenca de tras arco)

En el jurásico – cretácico en Magallanes. La cuenca se llama Rocas Verdes. Hay una extensión y podría generarse corteza oceánica. En el cretácico se cerró. Por lo tanto hay corteza oceánica en el continente.

•

Cierre de una cuenca de tras – arco.

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VI.

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Islas oceánicas: Magmatismo intraplaca en el océano, Hot Spots. También hay en el continente.

VII. Actividad intracontinental: basaltos de plateau. Kimberlitas, carbonatitas, anorthositas.

 Tipos de magmas y ambientes geotectónicos MÁRGENES DE PLACAS Convergente Margen continental activo Arco de islas Calcoalcalino (principalmente) +/- Toleítico: sur de Chile, algunos volcanes Calcoalcalino +/- Shoshonítico: en el Licancabur. Toleítico ➜ mas imp. Estaría en Bolivia, zona de tras – arco. +/- Shoshonítico +/- Alcalino: localmente en México. En parga, sur de Chile. MÁRGENES DE PLACAS Divergente Dorsal Cuenca de tras – Mesoceánica arco Toleítico Toleítico

Isla oceánica Toelítico +/- Alcalino

INTRA-PLACA Fisural (basaltos de Rift Continental plateau) Toleítico Toleítico Alcalino

Las rocas calcoalcalinas son netamente dominantes en arcos continentales, más que en los arcos oceánicos. Las shoshonitas son lavas ubicadas detrás del arco. Son ricas en K.

Las rocas ígneas ...