Sistema binario de las plagioclasas (cristales mixtos) Anortita (CaAl₂Si2O₈) - Albita (NaAlSi₃O₈) apropiados para los minerales claros o es decir félsicos:
La plagioclasa cristalizada temprano es rica en Ca²⁺ y reacciona con el magma restante formando una plagioclasa menos rica en Ca²⁺, más rica en Na⁺ con la temperatura disminuyéndose. à Cuando el cristal mixto de plagioclasa no reacciona completamente con el magma restante - un caso común en la naturaleza - el magma restante se vuelve más rico en NaO y en SiO₂ y más pobre en CaO y Al₂O₃ en consecuencia de la cristalización de la plagioclasa rica en Ca²⁺.
Los desequilibrios químicos resultan en la formación de plagioclasa zonada con un núcleo rico en Ca²⁺ y un margen rico en Na⁺.
K se consume al primero en la formación de biotita y luego después de una nueva acumulación en el magma restante K contribuye a la cristalización de los feldespatos alcalinos (KAlSi₃O₈).
Si la cristalización inicia con un mineral máfico o félsico depende sobre todo de la composición original del magma.
Disminuyendo la temperatura del magma la polimerización de Si-O se aumenta dando lugar a estructuras cristalinas complejas. La proporción Si:O se reduce.
 

En el transcurso de la cristalización y del fraccionamiento (=separación de los minerales cristalizados del magma) el magma restante se enriquece en: H₂O, Si4+, Na+.
  (Véase Diagrama sistema ternario de los Feldespatos (Na - Ca - K)

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Feldespatos
alteración hidrotermal
Sector alterado

La clasificación de la secuencia magmática se subdividen en grandes rasgos como sigue:
 

Fase magmática	Intervalo de temperatura
Fase magmática temprana	> 900°C
Fase magmática principal	900 - 600°C
Fase pegmatítica	600 - 500°C
Fase neumatolítica	500 - 400°C
Fase hidrotermal (>>)	400 - 100°C
Fase teletermal	< 100°C

3.3.1 Fase pegmatítica (500 - 600°C)

En la fase pegmatítica cristalizan grandes cantidades de silicatos con elementos raros y no compatibles tales como berilio, boro, niobio y otros.
Los elementos no compatibles se incorporan sólo difícilmente en las estructuras de minerales de formación magmática o metamórfica. Durante la cristalización magmática se acumulan en el magma restante disminuyéndose paulatinamente. A partir de este magma restante enriquecido en los elementos no compatibles cristalizan minerales de estructuras menos ordenadas mejor apropiadas para incorporar los iones de los elementos no compatibles.
Las propiedades responsables para la incompatibilidad de algunos elementos son las siguientes:
Un radio jónico grande (elemento litófilo) en combinación con un potencial jónico relativamente pequeño (menor a 2,0). Los radios iónicos de algunos elementos son demasiado grandes para ocupar las posiciones jónicos entre los tetraedros de [SiO₄]^4- de los silicatos. Por ejemplo los radios iónicos grandes de K⁺, Rb⁺, Cs⁺ y en menor escala Na⁺ excluyen estos elementos de varios silicatos, especialmente de los minerales densos de Fe-Mg tales como olivino y piroxeno.
Un alto potencial de ionización (> 2,0). Por ejemplo el ion Th⁴⁺ tiene un radio jónico similar a el de Ca²⁺, pero su alta fuerza polarizante y su enlace relativamente covalente se oponen a la ocupación de las posiciones normalmente ocupadas por el Ca²⁺ en un cristal cuyos enlaces principalmente son de carácter jónico. Otros elementos de potencial de ionización alto (> 2,0) y de un radio jónico pequeño a mediano son B, Be, Nb, Ta, U.
Además los elementos livianos de las tierras raras (LREE) son incompatibles. Pero los elementos pesados de las tierras raras (HREE) pueden incorporarse más fácilmente en las estructuras cristalinas de algunos minerales formadores de rocas debido a sus radios jónicos medianos. Los elementos de las tierras raras o es decir los lantanidos son los elementos desde La hasta Lu.

Más informaciones de pegmatitas en el ambiente subvolcánico / Diques >>> 

3.3.2Fase hidrotermal

La fase hidrotermal se puede subdividir más en:
 

Fase:	temperatura en ºC
Katatermal	400 - 300°C
Mesotermal	300 - 200°C
Epitermal	200 - 100°C

Estado hidrotermal
La materia residual final del magma es una solución acuosa rica en Si, se encuentra en el estado líquido a temperaturas relativamente bajas y forma filones rocosos. La fase hidrotermal juega un papel muy importante en la formación de yacimientos. Abajo del punto critico de agua el sistema hidrotermal depende mucho de la temperatura y de la presión.  (mayores informaciones en "Apuntes Depósitos Minerales")

Depósitos Minerales
sistema hidrotermal
Clasificación hidrotermal
Depósitos Vetiformes

 Bibliografía / Citas
Módulo de citas
Magma - Petrografía de rocas ígneas general
Geoquímica general
Hidrotermal en general
Pegmatitas
Magmatismo de Arcos Volcánicos

3.4 Transformación de un magma por contaminación

Un magma puede ser modificado por la asimilación (incorporación y fusión) de rocas de caja en el. El magma solo puede fundir los minerales con temperaturas de fusión o cristalización respectivamente menores en comparación con la temperatura del magma. Un magma de composición diorítica por ejemplo no es capaz de asimilar los minerales olivino y anortita de temperaturas de fusión más altas.
 

3.5 Origen del magma en el contexto de la tectónica de placas
De acuerdo de la situación geotectónica se forman diferentes tipos de magma. El magma en zonas de subducción es diferente como el magma de un lomo central oceánica. El ambiente geotectónico se refleja entonces en los tipos de rocas magmáticas (composición petrográfica) y en la composición química, especialmente de los elementos de traza y de las tierras raras (Nb, Y, La).

Manto superior: formación de corteza oceánica nueva de composición máfica por magma ascendente en los bordes expansivos de placas litosféricas (lomos oceánicos).

Corteza terrestre: los bordes de las placas litosféricas se hunden en el manto superior, donde sus superficies superiores se funden, se transforman en magma, que asciende hacia la corteza terrestre: subducción

sistema hidrotermal
Clasificación hidrotermal
Depósitos Vetiformes

Apuntes depósitos Minerales

Apuntes deriva continental

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