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PRINCIPIOS DE GEOQUÍMICA (5531)
TEMA 5. Magmatismo y rocas ígneas
Temario:
I. Magma: Definición, Origen y Composición.
II. Diferenciación magmática.
III. Composición química y mineralógica de las rocas ígneas.
Prof. Grony Garbán G. (2013)
III. Composición química y mineralógica de las rocas ígneas.
IV. Diagramas de fases binarios y ternarios, interpretación y aplicaciones.
V. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante
la cristalización magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y
Captura.

I. Magma: Definición
El magma es el material de origen de las rocas ígneas. Se puede definir como
una mezcla de material rocoso fundido, cristales y gases, con un amplio rango de
composición química (predominantemente silicatada), el cual presenta una alta
temperatura (en un rango entre 500 y 1200°
C) y características físicas de
movilidad (fluidez) de líquidos viscosos.
La lava es el magma que ha sido expulsado a través de ventanas volcánicas y el
cual es accesible a observación directa.
cual es accesible a observación directa.

I. Magma: Origen
Aunque el Manto terrestre es fundamentalmente sólido, el magma se origina
principalmente por la fusión parcial de material proveniente del Manto superior.
De igual manera, y aunque menos significativamente, se puede generar magma a
partir de la fusión de material de la Corteza inferior. Existen tres mecanismos que
pueden explicar la fusión del Manto o la Corteza:
1) Aumento de la temperatura (gradiente geotérmico).
2) Descrecimiento de la presión.
3) Presencia de volátiles.

I. Magma: Origen
1) Aumento de la temperatura (gradiente geotérmico)
El aumento progresivo de la temperatura con la profundidad (gradiente geotérmico),
constituye el mecanismo “natural” que explicaría la fusión del manto por incremento de la
temperatura. El decaimiento de elementos radioactivos (K, U, Th) es la principal causa que
controla el aporte de calor. Sin embargo, un gradiente geotérmico “normal “ no explicaría, por
si solo, la fusión de material mantelar (ver figura)
Líquido
Fusión por aumento
de la temperatura
Gradiente geotérmico oceánico
“normal”
Sólido
Líquido
Incremento “anómalo”
de temperatura

I. Magma: Origen
1) Aumento de la temperatura
(gradiente geotérmico)
Las manifestaciones más
obvias de incremento local
“anómalo” de la temperatura se
da en los denominados Puntos
Calientes.
El origen de estos puntos
calientes es controversial, pero
calientes es controversial, pero
generalmente se atribuye a
procesos que se dan a
grandes profundidades, en la
base del manto y quizás
relacionado con flujo de calor
de corrientes convectivas del
núcleo líquido.
Mapa de ubicación de
las principales zonas
de “puntos calientes”

I. Magma: Origen
2) Disminución de la presión
La disminución de la presión a una temperatura constante trae como consecuencia una
disminución en el punto de fusión del material rocoso. Cuando el material mantelar asciende,
la presión disminuye y el volumen aumenta (disminución de la densidad). Para que ocurra la
fusión del material, debe existir una descompresión adiabática, siguiendo una ruta de
descompresión denominada “adiabata”. El proceso se conoce como fusión por
descompresión
Líquido
Sólido
Líquido

I. Magma: Origen
2) Disminución de la presión
Este proceso de descompresión adiabática “pura” es poco probable. Sin embargo un
ascenso rápido del material minimiza la perdida de calor por intercambio con los alrededores.
Qué ambiente tectónico es favorable para que se de este proceso?.
Es posible lograr una fusión total del
material mediante una fusión por
descompresión?
descompresión?

I. Magma: Origen
3) Adición de volátiles
La presencia de volátiles (H2O y CO2) en un sistema silicatado ejerce un efecto marcado
sobre el punto de fusión del material. Para minerales anhidros se podría resumir la reacción
de fusión en un sistema de un componente como:
Sólido → Líquido
Con la incorporación de agua, se convierte en:
Sólido + H2O (vapor) → Líquido (acu)
El resultado de una adición de H2O en un sistema anhidro es la disminución del punto
El resultado de una adición de H2O en un sistema anhidro es la disminución del punto
de fusión a una presión determinada. Debido a que a mayor presión se incrementa la
solubilidad del agua en la solución, el punto de fusión disminuye progresivamente mientras
aumenta la presión.
Considerando una composición específica para el manto (lherzolítica), se puede establecer
que la cantidad de H2O en un material mantelar “normal” no excede en un 0,1 %. Sin
embargo, en ambientes más hidratados (zonas de subducción, por ejemplo) se incrementa la
presencia de minerales como anfíboles y micas (flogopita).

I. Magma: Origen
El efecto del H2O en la disminución del punto de fusión en sistemas silicatados ha sido
sustanciado en numerosos experimentos bajo condiciones hidratadas.
Ecuación de Clapeyron
∆
∆
∆
∆P/ ∆
∆
∆
∆T = ∆
∆
∆
∆S/ ∆
∆
∆
∆V
“Solidus” de peridotita anhidra
comparado con “solidus” en varios
experimentos de peridotitas saturadas
con H2O

I. Magma: Origen
Los requerimientos para que ocurra la fusión en sistemas lherzolíticos deben ser:
a) H2O libre, no enlazado a los minerales
b) T/P suficientes para fundir la lherzolita en condiciones de saturación de H2O
En que punto(s) del
diagrama se cumplen los
Diagrama esquematizado donde se
muestra el solidus de lherzolita
saturada, curvas de deshidratación de
anfíboles y flogopita y los gradientes
geotérmicos de océanos y escudos
diagrama se cumplen los
requerimientos antes
mencionados?

I. Magma: Origen
Sitios tectónicos donde pueden ocurrir formación de magma por fusión de manto o
corteza

COMENTARIOS
COMENTARIOS
PREGUNTAS
PREGUNTAS

I. Magma: Composición
La composición inicial del magma (magma primario o parental) se encuentra condicionada
por dos factores:
a) La composición de la roca fuente o material parental
b) El grado de fusión parcial
En términos generales, si ocurre la fusión de un material mantelar (peridotítico) se obtiene un
magma máfico/basáltico. Si por el contrario ocurre la fusión de un material continental se
obtiene un magma mas félsico.
obtiene un magma mas félsico.
La transformación o modificación del magma parental se da por un proceso conocido como
Diferenciación Magmática, el cual será discutido en próximas láminas.
Volumétricamente, la generación de magma parental se puede ver representada por la
fusión de material mantelar y la evolución del material fundido, por lo cual en el
presente apartado se desarrollara los conceptos asociados a la generación de
magmas basálticos.

Principales magmas basálticos:
En las cuencas oceánicas se generan principalmente tres tipos de magmas
basálticos: TOLEÍTICO , ALCALÍNO y CALCOALCALINO
Magma Toleítico. Se genera en las dorsales oceánicas a poca profundidad (entre 15 y
30 km de profundidad) como consecuencia de la fusión parcial de las peridotitas del
manto. El magma llega a las capas superficiales rápidamente, por lo que no hay tiempo
para su evolución o diferenciación. Forma basaltos toleíticos y gabros.
para su evolución o diferenciación. Forma basaltos toleíticos y gabros.
Magma Alcalino. Es un magma rico en metales alcalinos, especialmente sodio y potasio
que se genera a partir de la fusión parcial de peridotitas en zonas profundas. Suele
aparecer en ambientes de rift continental y puntos calientes a una profundidad de entre
30 y 70 Km. El ascenso de los magmas desde la profundidad en la que se generan
proporciona el tiempo necesario para que se produzca su diferenciación. Origina basaltos
alcalinos, traquitas, riolitas entre otras rocas.
Magma Calcoalcalino. Se forma por fusión a gran profundidad (100 a 150 km) de la
corteza oceánica subducida. Son magmas que no ascienden a la superficie por regla
general debido a la profundidad en la que se forman, existiendo bastante tiempo para su
diferenciación. Este magma origina andesitas, riolitas, dioritas y granitos.

Principales magmas basálticos:
Generación de magmas basálticos y su relación con los sitios tectónicos

Series magmáticas: grupo de rocas que comparte una característica química o
mineralógica común y que muestran un patrón consistente de variación que
sugiere una relación genética
(a) (b)
Diagramas que representan las distintas series magmáticas (Toleítica y Calcoalcalina): (a) Saturación en
sílice; (b) AFM

Volcanismo en dorsales oceánicas y en zonas de intraplacas oceánicas
MORBs: Son basaltos que se
generan en las dorsales
centrooceánicas por ascenso de
material mantelar fundido.
Pueden ser “empobrecidos” (N-
MORB) o “enriquecidos” (E-
MORB o P-MORB)
MORB o P-MORB)
OIBs: Son basaltos que se
generan en las zonas de
intraplacas oceánicas por efecto
principal de puntos calientes

MORBs: Son basaltos que se
generan en las dorsales
centrooceánicas por ascenso de
material mantelar fundido.
Pueden ser “empobrecidos” (N-
MORB) o “enriquecidos” (E-
MORB o P-MORB
Volcanismo en dorsales oceánicas y en zonas de intraplacas oceánicas
MORB o P-MORB
OIBs: Son basaltos que se
generan en las zonas de
intraplacas oceánicas por efecto
principal de puntos calientes

Generación de basaltos de un Manto químicamente uniforme
Aunque la composición química del manto
se puede asumir como constante (manto
lherzolitíco), la composición mineralógica
varía con la profundidad (ver figura).
Debido a que las fases minerales poseen
diferentes puntos de fusión, no es la misma
Sólido
diferentes puntos de fusión, no es la misma
composición la del “primer fundido” parcial
de una lherzolita plagioclásica que la del
“primer fundido” parcial de una lherzolita
granatífera.
Evidentemente un fundido “total” sería
idéntico ya que todos los componentes
pasaría al líquido.
Sólido

Olivino
Peridotitas
90
Dunita
Clinopiroxeno
Ortopiroxeno
Lherzolita
Websterita
Orthopiroxenita
Clinopiroxenita
Olivino Websterita Piroxenitas
40
10
10
Diagrama de clasificación de rocas ultramáficas (faneríticas) según la Unión Internacional de Ciencias
Geológicas (IUGS)

15
10
Basaltos toleíticos
% TiO2
5
0
0.0 0.2 0.4 0.6 0.8
Dunita
Harzburgita
Lherzolita
Residuo
Extracción de un fundido parcial
basáltico en una Lherzolita
granatífera (Mussett, 1993)

Productos de la fusión parcial de pirolita a distintas presiones (Green y Ringwood, 1967)

Modelo de Manto químicamente heterogéneo
Aunque el modelo del manto químicamente homogéneo provee una solución simple a la
generación de las series magmáticas (mediante cristalización fraccionada, fusión parcial o
composición de fluidos), existen algunos aspectos que no han podido ser explicados.
LREE depleted
Fraccionamiento de REE
en materiales que
LREE depleted
or unfractionated
LREE enriched
Distribución de REE (normalizado
frente a condrito) en xenolitos
ultramáficos. Existencia de
material “enriquecido” y
“empobrecido” en LREE
en materiales que
deberían ser
químicamente
homogéneos?

Se propone un modelo de convección de doble capa, donde el manto inferior (poco diferenciado y
“enriquecido”) posee un sistema convectivo separado del manto superior (más diferenciado y
“empobrecido”)
Modelo de convección
de doble capa del Manto
(Winter, 2001)

propiciado por manto
inferior “enriquecido”
propiciado por manto
superior “empobrecido”

II. Diferenciación Magmática
Definición
Es el proceso por el cual un magma es capaz de diversificarse y producir un magma
o una roca de diferente composición. Contempla dos procesos esenciales:
A. Creación de una composición diferente entre una o más fases, como elemento
de partición entre ellos mismos, en respuesta a cambios de variables intensivas
(presión, temperatura o composición).
B. Preservación de las diferencias químicas creadas en la parte (A) por
B. Preservación de las diferencias químicas creadas en la parte (A) por
segregación de distintas “porciones químicas”, ubicándolas en sistemas
separados. El Fraccionamiento es el proceso físico que permite que diferentes
porciones (usualmente distintas fases), sean mecánicamente separadas.
Mecanismos de diferenciación magmática:
Fundamentalmente se presentan tres mecanismos : (A) Cristalización fraccionada;
(B) Mezcla de magmas y; (C) Asimilación

(A) Fusión parcial: este proceso, que es el principal responsable de generar
diferentes magmas, ocurre cuando solo una porción del sólido se funde (presencia de
fases minerales con distintos puntos de fusión)
•Fusión parcial en equilibrio:
•Fusión parcial en equilibrio:
series de líquidos producidos por
estados sucesivos de fusiones
parciales en equilibrio .
•Fusión fraccionada: la fusión
parcial no es un proceso continuo.
Puede existir incremento en la
temperatura de la cámara
magmática

(B) Cristalización fraccionada: es considerado el mecanismo más dominante en la
diferenciación de la mayoría de los magmas. Se fundamenta en la cristalización de
fases minerales a distintas temperaturas
•La composición de los cristales
es diferente a la del magma
(original y residual)
(original y residual)
•La composición química del
magma varía con la cristalización
(distinta composición del magma
residual comparada al magma
original)
•Los minerales con mayor punto
de fusión, cristalizan primero (Ver
Serie de Bowen)

(B) Cristalización fraccionada:

(B) Cristalización fraccionada:
Existen tres mecanismos que pueden acompañar a la cristalización fraccionada:
A. Distribución por gravedad: la densidad de los minerales máficos (primeros en
cristalizar) suele ser mayor que la del magma que cristalizan. Esto permite una
distribución selectiva por densidades.
B. Filtrado por presión: si una mezcla de cristales y líquido es sometido a un estrés
compresional, el líquido será expulsado de la mezcla y se separará de los
cristales.
C. Segregación por flujo: diferentes velocidades de cristalización en flujos de
magma que se desplazan por diques o fracturas. Mayor velocidad en el
centro/menor velocidad en los bordes.

(C) Inmiscibilidad de líquidos:
Durante la cristalización de un magma, la composición del líquido remanente y la
temperatura cambia. Se puede dar las condiciones para que se formen dos líquidos
inmiscibles (formación de solvus). En la naturaleza, se encuentra limitado a
condiciones particulares:
A. Separación de líquidos “graníticos” y “basálticos” en series basalticas toleíticas
A. Separación de líquidos “graníticos” y “basálticos” en series basalticas toleíticas
ricas en Fe.
B. Separación de líquidos ricos en sulfuros de magmas silicatados saturados en
sulfuros.
C. Separación magmas silico-alcalinos de magmas carbonáticos en magmas
altamente alcalinos ricos en CO2

(D) Transporte de volátiles:
Durante niveles “someros” de cristalización magmática (etapas avanzadas de
cristalización magmática), los volátiles pueden ser separados del líquido (ebullición
retrograda), por lo que quedan excluidos de las fases cristalinas. La separación de
volátiles puede ser asociado con el fraccionamiento de ciertos elementos entre la
fase líquido-vapor. Elementos como H2O, Na, K, S, CO2, B, P, F y Cl son
preferentemente incluidas en la fase de vapor.
preferentemente incluidas en la fase de vapor.
Pegmatitas
Cavidades miaroliticas

(E) Mezcla de Magmas:
La mezcla de magmas se puede ver como el proceso contrario a la inmiscibilidad de
líquidos. El magma final será el resultado de la mezcla de los magmas iniciales.
A comienzos del siglo pasado se pensaba que los diferentes tipos de magmas
surgían a partir de la mezcla de los principales magmas primarios: basálticos (fusión
del manto) y riolítico/granítico (fusión de la corteza).
Actualmente la teoría de magmas por mezcla de “miembros terminales” cae en
desuso. Sin embargo, existen muchos ejemplos en la literatura donde se da
diferenciación “locales” explicada por mecanismos de mezcla de magmas.

(F) Asimilación:
La asimilación contempla la incorporación de constituyentes químicos de las paredes
o el piso de la cámara magmática en el magma. El grado con el que el magma puede
“asimilar” a la roca caja por fusión de la misma, viene dado por la disponibilidad de
calor del magma.

III. Composición química y mineralógica de las rocas ígneas
Oxido Granito
(Riolita)
Granodiorita
(Dacita)
Gabro
(Basalto)
Rocas ígneas promedio*
SiO2 72,08 66,15 48,36 60,18
TiO2 0,37 0,62 1,32 1.06
Al2O3 13.89 15.56 16.84 15.61
Fe2O3 0.86 1.36 2.55 3.14
Composición promedio (%) de algunos tipos de rocas ígneas
Fe2O3 0.86 1.36 2.55 3.14
FeO 1.67 3.42 7.92 3.88
MnO 0.06 0.08 0.18 no reportado
MgO 0.52 1.94 8.06 3.56
CaO 1.33 4.65 11.07 5.17
Na2O 3.08 3.90 2.26 3.91
K2O 5.46 1.42 0.56 3.19
H2O 0.53 0.69 0.64 1,15
P2O5 0.18 0.21 0.24 0.30
datos tomados de Nockolds (1954) *datos tomados de 5159 análisis : Clarke y Washington (1924)

Distribución de frecuencia del % de SiO2 en rocas ígneas (Mason and Moore, 1984)

Distribución de frecuencia del % de elementos mayoritarios (en óxidos)
en rocas ígneas (Mason and Moore, 1984)

Minerales formadores Minerales accesorios
1) Cuarzo, tridimita, cristobalita 1) Circón
2) Feldespatos: ortosa, microclino, sanidina, plagioclasas 2) Titanita
3) Feldespatoides: nefelina, sodalita, leucita 3) Magnetita
4) Micas: biotita, moscovita, flogopita 4) Ilmenita
4) Micas: biotita, moscovita, flogopita 4) Ilmenita
5) Piroxenos: augita, aegirina, enstantita, ferrosilita 5) Hematita
6) Anfíboles: horblenda, riebeckita 6) Apatito
7) Olivino: forsterita-fayalita 7) Pirita
8) Rutilo
9) Corindón
10) Granates
Mineralogía de las rocas ígneas

Composición mineralógica aproximada de los principales tipos de rocas ígneas

III. Diagramas de fases binarios y ternarios, interpretación y aplicaciones.
Un diagrama de fase o de equilibrio es una representación gráfica de las distintas
fases que están presentes en un sistema determinado bajo las condiciones de
presión, temperatura o composición en las cuales puedan existir o coexistir.
Las líneas en los diagramas representan condiciones de equilibrio entre las fases.
Ecuaciones de Energía Libre y Clapeyron
dG = VdP – SdT ∆
∆
∆
∆P/ ∆
∆
∆
∆T = ∆
∆
∆
∆S/ ∆
∆
∆
∆V
Una FASE es una sustancia homogénea con un definido grupo de propiedades
físicas y químicas que la caracterizan.
Los COMPONENTES son el menor número de entidades químicas necesarias para
definir la composición de todas las fases presentes en un sistema
El número de minerales (fases) que pueden coexistir en equilibrio es limitado y puede
ser establecido mediante la “regla de fases de Gibbs”: F + L = C + 2
F= fases; L= grados de libertad; C= componentes

Diagrama de dos componentes (1)
Sistema de soluciones sólidas (plagioclasas y olivino)
Diagrama de fases de plagioclasas

Cristales “zonados” de plagioclasas

Diagrama de fases de olivino

Sistema de exsolución (NaAlSi3O8- KAlSi3O8)
Diagrama de fases de albita-ortosa

Sistema de eutéctico (CaAl 2Si2O8- CaMgSi2O6)
Diagrama de fases de diopsido-anortita

Sistema de eutéctico-peritéctico (KAl Si2O6- KAlSi3O8-SiO2)
Diagrama de fases de
Leucita-K-feldespato-Cuarzo

Diagrama de tres componentes (1)

Diagrama de tres componentes (2)
Sistema albita-anortita-diopsido

IV. Cristalización magmática. Distribución de los elementos traza durante la cristalización
magmática: Diadóquia, Camuflaje, Admisión y Captura.
Cristalización magmática:
La cristalización de un magma se caracteriza por reacciones de dos tipos:
a) reacción continua (series de soluciones sólida), donde los cristales recién
formados cambian ininterrumpidamente su composición (sin cambio en su estructura
formados cambian ininterrumpidamente su composición (sin cambio en su estructura
cristalina) por reacción con el fundido.
b) reacción discontinua, donde las fases recién cristalizadas reaccionan con el
fundido para dar nuevas fases con diferentes estructuras cristalinas y diferente
composición química.

A medida que avanza la
cristalización:
•En la serie discontinua aumenta
la “complejidad” del ensamblaje
silicatado (mayor polimerización)
•Se incremente el volumen de las
celdas unitarias de las fases
minerales
Cristalización magmática:
•Aumento de concentración de
volátiles
•Aumento del grado de reemplazo
de Si por Al en la serie
discontinua
•En la serie continua, la relación
Al:Si pasa de 1:1 a 1:3
• La relación Na+K/Al aumenta
para ambas series (0 → 1)
• Aumento de elementos
“incompatibles”

La determinación de los cambios químicos que se verifican
en los sistemas geoquímicos tienen su origen, en última
instancia, en la fortaleza de los enlaces químicos presentes
en los materiales involucrados.
Distribución de elementos durante cristalización
en los materiales involucrados.
Sin embargo, no sólo la energía de los enlaces químicos
son los conductores de las reacciones en geoquímica.
El tamaño de los iones que se introducen en una red
cristalina, así como el empaquetamiento, son influyentes.

El incremento en la temperatura permite una expansión
volumétrica de los sitios en los cuales tiene lugar las
uniones metal-oxigeno-metal (M-O-M).
Por consiguiente, cationes grandes pueden entrar en esos
sitios, y a mayores temperaturas, pueden tener lugar
soluciones solidas completas, que a bajas temperaturas no
se darían.

Los enlaces Si-O-Si, presentes en prácticamente todas las
rocas, son energéticamente mas fuertes que otros enlaces
M-O-M.
Por tanto, el tamaño de los tetraedros SiO4 no varia mucho
con el cambio de temperatura.

Sabemos que el aluminio puede sustituir al silicio en los
sitios tetraédricos, lo que permite eventualmente la formación
de enlaces Al-O-Al.
Estos enlaces tienen mayor energía que los enlaces Al-O-Si,
lo que trae como consecuencia que los tetraedros AlO4 sean
energéticamente desfavorables respecto a los de silicio.
Como resultado, encontraremos enlaces Al-O-Si-O-Al-O-Si
en muchos minerales (por ejemplo, anortita, Ca2Al2Si2O8)

Este comportamiento se conoce como el Principio de
evitabilidad del aluminio o “Al-avoidability”
Este principio establece que no hay formación de tetraedros
AlO4 vecinos, y es importante en el comportamiento ordenado
de muchos silicatos.

En muchos cristales coordinados poliédricos, existe una correlación
entre presión y temperatura y el tamaño de los sitios en red, donde el
incremento en temperatura tiene un efecto similar al de disminución en
presión, y viceversa.
En el olivino por ejemplo, un incremento en temperatura o disminución
en presión trae consigo una expansión de los sitios M1 y M2.
El tamaño de los tetraedros SiO4 permanece sin cambios.
Un incremento en presión o disminución en la temperatura tendrá un
efecto inverso.

Para una solución solida de granates, entre los miembros finales
grosularia (Ca3Al2Si3O12) y piropo(Mg3Al2Si3O12).
A bajas presiones, los sitios octaédricos son algo grandes para cationes
Mg++ (0,97 Å en coordinación octaédrica) y por tanto son ocupados por los
Mg++ (0,97 Å en coordinación octaédrica) y por tanto son ocupados por los
cationes Ca++, que son mayores (1,2 Å).
A mayor presión, estos huecos se volverán mas pequeños, permitiendo
que sean ocupados preferentemente por iones Mg++, que explican la
presencia de piropo como la fase natural de granate a mayor presión.

El tamaño de los cationes también tiene profundas implicaciones sobre el
rango de estabilidad de una solución solida.
La sustitución de un catión voluminoso como Ca++ por cationes mas
pequeños como Fe++ o Mg++ ocasiona un cambio en la longitud de los
pequeños como Fe++ o Mg++ ocasiona un cambio en la longitud de los
enlaces con los átomos vecinos, lo que trae como consecuencia un
debilitamiento de los enlaces M-O-M y distorsión junto a expansión de la red
cristalina.
Sustituciones que involucren cationes tan disimiles solo se darán si la
estructura del cristal es lo suficientemente abierta como para compensar la
tensión generada por el nuevo catión.

Consideremos una solución solida de olivino en el sistema CaO-FeO-
MgO-SiO2 (CFMS).
En este sistema, el olivino es una solución solida reciproca, ya que hay
cuatro minerales de composición de miembro final de la solución:
Mineral Sitio M2 Sitio M1 Sitio T
Forsterita Mg Mg Si
Fayalita Fe Fe Si
Monticellita Ca Mg Si
Kirschsteinita Ca Fe Si

Debido a que los cationes Fe++ y Mg++ tienen prácticamente igual tamaño,
el intercambio Fe-Mg (escrito como vector FeMg-1) tiene lugar fácilmente.
La transición de forsterita a fayalita se observa comúnmente en la
naturaleza, al igual que entre monticellita y kirschsteinita.
naturaleza, al igual que entre monticellita y kirschsteinita.
Por el contrario, debido a la gran diferencia en el tamaño de los cationes,
las sustituciones entre Fe-Mg olivinos y olivino cálcico es muy limitada,
razón por la cual existe un amplio vacio entre esos olivinos.

La estructura del olivino no es capaz de compensar la tensión generada
por esta difícil sustitución (Fe,Mg)Ca-1, por lo que la extensión de esta
sustitución es muy pequeña.
La presencia de olivinos forsterita y monticellita se limita a sus respectivos
La presencia de olivinos forsterita y monticellita se limita a sus respectivos
miembros finales composicionales.
El aumento de la temperatura permitirá una muy leve miscibilidad entre
estos miembros finales, lo que ocasiona que a 1000oC, la extensión de la
sustitución (Fe,Mg)Ca-1 es del orden de un 5%; a 1450oC, la miscibilidad se
incrementa a un 15%.

Estabilidad de estructuras cristalinas (Reglas de Pauling):
Regla 1. Un poliedro de coordinación de aniones es formado para cada catión. La distancia catión-anión es
determinada por la suma de sus radios y el número de coordinación del catión por la relación de radios. RA:
RX, donde: RA= radio del catión RX= radio del anión
Regla 2. En una estructura cristalina estable la valencia electrostática de cada ión coordinado debe
compensar la carga del ión coordinante. La valencia electrostática se define como la carga del ión dividido
entre su numero de coordinación
entre su numero de coordinación
Regla 3. La existencia de bordes y especialmente de caras comunes en poliedros de aniones decrece la
estabilidad de una estructura coordinada. Este efecto es mayor en cationes de mayor valencia y pequeño
numero de coordinación y especialmente crítico cuando la relación de radios se acerca a los límites
permitidos
Regla 4. En un cristal que contiene diferentes cationes, aquellos que posean mayor valencia y menor
número de coordinación tienden a no compartir elementos del poliedro (caras especialmente) con otros
Regla 5. El número de tipos esenciales de constituyentes en un cristal tiende a ser pequeño. Los sitios
dispuestos para la ubicación de cationes y aniones es limitado

“Los elementos presentan afinidades particulares a sitios cristalográficos
específicos o bajo condiciones fisicoquímicas de un ambiente particular en el cual
residen”
Como se puede entender y predecir este comportamiento?
Reglas de afinidad de elementos (basado en radio y carga) de Goldschmidt:
a) Dos iones con el mismo radio y valencia pueden entrar en el mismo espacio de la
red cristalina con igual facilidad.
b) Si dos iones poseen similar radio y la misma carga, el ión más pequeño entrará con
mayor facilidad al espacio cristalino disponible
c) Si dos iones poseen similar radio y diferente carga, los iones con mayor carga son
más rápidamente incorporados en el sólido sobre el líquido.

Sustitución iónica (Diadoquia)
Las sustituciones se ven favorecidas cuando la diferencia de radios entre los elementos
es < a 15%
a) Cuando un elemento minoritario posee igual carga y radio que el elemento
mayoritario que sustituye, esta sustitución se conoce como camuflaje. Ga3+ (0,62 Å)
en minerales de Al (Al+3 = 0,54 Å); Hf4+ (0,71 Å) en circón (Zr4+ = 0,72 Å)
b) Cuando el elemento minoritario posee similar radio pero mayor carga que el
elemento que sustituye, la sustitución se conoce como captura. Ba2+ (1,42 Å) es
capturado por los minerales de potasio (K+ = 1,51 Å)
c) Cuando el elemento minoritario posee similar radio pero menor carga que el
elemento que sustituye, la sustitución se conoce como admisión. Li+ (0,74 Å) es
admitido por los minerales de magnesio (Mg2+ = 0,72 Å)
Para los casos (b) y (c) que ocurre con la electroneutralidad de la estructura?

Las reglas de sustitución de Goldschmidt son mas o menos validas cuando
están involucrados iones alcalinos y alcalino-térreos, pero falla en otros
casos.
Por ejemplo, el Cd2+ (radio iónico = 0,97 Å) tiene igual carga y radio
semejante al Ca2+ (0,9 Å). Sin embargo, el Cd no se presenta en minerales
en los que el Ca esta participando como integrante de la red cristalina.
La naturaleza del enlace químico y el carácter iónico son muy importantes
en la determinación del grado de asociación entre pares de elementos.

Con objeto de solucionar algunas de las limitaciones de las
reglas de Goldschmidt, Rindwood propuso la siguiente regla:
“
“Cuando
Cuando dos
dos elementos
elementos de
de radio
radio iónico
iónico similar
similar e
e igual
igual
“
“Cuando
Cuando dos
dos elementos
elementos de
de radio
radio iónico
iónico similar
similar e
e igual
igual
carga
carga (caso
(caso 1
1 de
de las
las reglas
reglas de
de Goldschmidt
Goldschmidt)
) están
están
compitiendo
compitiendo por
por un
un determinado
determinado sitio
sitio en
en una
una red
red
cristalina,
cristalina, se
se incorporara
incorporara preferentemente
preferentemente aquel
aquel cuya
cuya
electronegatividad
electronegatividad sea
sea menor,
menor, debido
debido a
a que
que formara
formara
enlaces
enlaces iónicos
iónicos mas
mas fuertes”
fuertes”.
.

Durante la cristalización, el fraccionamiento químico que sufren los elementos se observa a
partir de su distribución entre la fase líquida fundida y la fase sólida cristalizada. Este
fraccionamiento se puede definir de manera empírica según una constante de distribución:
KD = Xsol/Xliq = Csol/Cliq
Cuando se refiere a elementos traza, esta constante se denomina Coeficiente de
distribución o de partición, y se denota con la letra “D”
Coeficiente de distribución total (incluye todos los minerales)→ Di = ∑ WADi
A
WA peso de la fracción de mineral “A”
Di
A coeficiente de distribución del mineral “A”
Por convención, los elementos traza incompatibles son aquellos que se concentran
más en el líquido que en el sólido (D< 1), mientras los elementos compatibles se
concentran en el sólido (D>> 1)

Coeficiente de partición para algunos elementos traza en minerales formadores de rocas (Winter, 2001)

Elementos compatibles: los elementos compatibles poseen radios pequeños y bajas cargas
(generalmente +2 y +3). Se puede nombrar a las especies Mg2+, Fe2+, Ni2+, Co2+, Sc3+,
Cr3+, V3+
Elementos incompatibles: es posible clasificarlos en dos grandes grupos basados en su radio y
carga
a) Elementos con alta fuerza de campo (high field strength elements): son aquellos que
poseen una alta carga (mayor a 2) y un radio iónico pequeño. En este grupo se encuentran
los REE, Th, U, Zr, Hf, Nb, Ta, Y, W
b) Iones litófilos grandes (large ion lithophile): son aquellos que poseen una carga baja (+2 o
+1), pero un gran radio iónico. Entre ellos podemos nombrar a K, Rb, Cs, Ba, Pb, Sr, Eu2+

Elementos de la Tierras Raras (REE):
Comprenden los 15 elementos del grupo de los Lantánidos (La – Lu) y algunos autores
incorporan Y y Sc.
“Contracción de los Lantánidos”
Poseen especies con carga +3 ( a excepción del Eu (+2/+3) y el Ce (+3/+4))
Como eliminar el efecto Oddo-Harkins?
a) Son fuertemente fraccionados por minerales como granate (HREE vs LREE)
b) Fraccionamiento controlado por % de fusión
c) Eu (2+) es fraccionado por las plagioclasas (anomalías de Europio Eu/Eu*)

a) Son fuertemente fraccionados por minerales como granate (HREE vs LREE)

b ) Fraccionamiento controlado por % de fusión

c) Eu (2+) es fraccionado por las plagioclasas

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