Museo Virtual, Geología W.Griem (2017)

Apuntes Geología General: Las rocas ígneas

La secuencia magmática

Geología General
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Sistema feldespatos
La secuencia magmática
Fase pegmatítica
Fase hidrotermal
Contaminación
Ambiente geotectónico

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Página:  Sistema feldespatos / Secuencia magmática / Pegmatítica / Fase hidrotermal geotectónico


4.3.2 Las plagioclasas en el sistema magmático
véase también Mineralogía: Los Feldespatos

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. 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 olivino
Si:O = 4 : 16 En anortita



En albita
Si:O = 4:16



Si:O = 4: 10.7
En piroxeno Si:O = 4 : 12
En hornblenda Si:O = 4 : 11
En biotita Si:O = 4 : 10
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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)

Fotos en el Museo Virtrual Fotos de Feldespatos
Foto alteración hidrotermal
Foto: Sector alterado



4.3.3 Clasificación de la secuencia magmática

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 (aquí) 400 - 100°C
Fase teletermal < 100°C
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4.3.3.1 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 lantánidos son los elementos desde La hasta Lu. 
(véase muestra de un pegmatita)
Más informaciones de pegmatitas en el ambiente subvolcánico / Diques



4.3.3.2 Fase hidrotermal

La fase hidrotermal se puede subdividir más en:

Fase Intervalo de temperatura
Katatermal 400 - 300°C
Mesotermal 300 - 200°C
Epitermal 200 - 100°C
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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")



4.3.4 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.


4.3.5 Origen del magma en el contexto de la deriva continental

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.


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Contenido

Apuntes Geología General

Contenido Geología General
I. Introducción
1. Universo - La Tierra
2. Mineralogía
3. Ciclo geológico
4. Magmático

Intro: Las rocas ígneas
Diferenciación y Bowen
Secuencia magmática
Denominación por SiO2
Diagrama STRECKEISEN
Clasificación por máficos
Intrusivas
Hipabisales
Volcánicas
Piroclásticas
Geoquímica magmática

5. Sedimentario
6. Metamórfico
7. Deriva Continental
8. Geología Histórica
9. Geología Regional
10. Estratigrafía - perfil y mapa
11. Geología Estructural
12. La Atmósfera
13. Geología económica

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Triangulo de las plagioclasas

Triangulo de los Feldespatos


Ortoclasa

Ortoclasa


Pegmatita

Pegmatita
Muestra de un pegmatita



 





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Literatura:

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Bowen, N. L. (1915): The later stages of the evolution of the igneous rocks. - Journal of Geology; vol.23, pág. 1–89.
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HURLBUT, C.S. & KLEIN, C. (1982): Manual de Mineralogía de Dana. Reverté, Barcelona.
HURLBUT, C.S. & KLEIN, C. (1993). Manual of Mineralogy. John Wiley and Sons, New York. 
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MARESCH, MEDENBACH & TROCHIM (1987): Gesteine.- Die Farbigen Naturfuehrer; 287 páginas, Mosaik Verlag, Muenchen.
MARESCH, W., MEDENBACH, O. & TROCHIM, H.D. (1990): Rocas. 287 páginas, Blume (editorial).
MATTHES, S. (1987): Einfuehrung in die spezielle Mineralogie, Petrologie und Lagerstaettenkunde.- 444 pág., 165 fig., 2 tablas, Springer Verlag, Berlin
PICHLER, H. & SCHMITT-RIEGRAF, C. (1987): Gesteinsbildende Minerale im Duenschliff.- 230 pág., 322 fig. 22 tabl, Enke Verlag
WILSON (1989): Igneous Petrogenesis (A global tectonic approach).- 466 páginas, Allen & Unwin
WIMMENAUER, W. (1985): Petrographie der magmátischen und metamorphen Gesteine. -381 pág., 297 fig. Enke Verlag, Stuttgart.

Listado Bibliografía para Geología General

Revistas:
Yoshihiko Tamura, Yoshiyuki Tatsumi, Dapeng Zhao, Yukari Kido and Hiroshi Shukuno (2002): Hot fingers in the mantle wedge: new insights into magma genesis in subduction zones  . - Earth and Planetary Science Letters; Volume 197, Issue 1-2,  Pages 105-116 Abstract

R. B. Trumbull, R. Wittenbrink, K. Hahne, R. Emmermann, W. Büsch, H. Gerstenberger and W. Siebel (1999): Evidence for Late Miocene to Recent contamination of arc andesites by crustal melts in the Chilean Andes (25–26°S) and its geodynamic implications. -Journal of South American Earth Sciences; Volume 12, Issue 2; Pages 135-155  (online)

 

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