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Modelización termodinámica de la petrogénesis de granitos tipo
I a través de su composición química y su modificación por la
entrada de restitas
Carlos Daniel Ronderos Almeida
Tesis presentada como requisito para optar por el título de:
Pregrado en Geociencias
Director:
Marcos García Arias
Universidad de los Andes
Facultad de Ciencias. Departamento de Geociencias
Bogotá D.C, Colombia
2020
Tabla de contenido
Resumen 2
Abstract 3
1 Introducción 4
2. Metodología 9
2.1 Los procesos de fusión modelados 9
2.2 Composiciones de partida 11
2.3 Detalles técnicos del modelamiento 12
3. Resultados 13
3.1 Andesita basáltica 13
3.2 Andesita #Mg65 15
3.3 Dacita 17
4. Discusión 21
5. Conclusiones 23
Agradecimientos 23
Referencias 24
Anexos 29
2
Resumen
Los granitoides o granitos s.l son producidos en una gran diversidad de ambientes
tectónicos, un ejemplo de estos son los arcos magmáticos continentales donde se produce un
gran volumen de magmatismo granítico. La composición química de estos granitoides exhibe
una gran variedad composicional tanto en elementos mayores, traza e isótopos indicando que la
fuente de estos es una mezcla de material cortical y mantélico, pero cómo se generan estos
granitoides sigue siendo motivo de debate. Existen varios procesos que pueden explicar esta
variabilidad composicional en los granitoides, de estos se destacan la cristalización fraccionada
y la entrada de restitas. En esta investigación se presenta una modelización termodinámica del
proceso de entrada de restitas en un rango de temperatura entre 650 y 1150 °C, a partir de la
fusión parcial a 1.0 GPa de tres diferentes composiciones de partida y segregación de pulsos
magmáticos con contenidos variables de minerales. Estos contenidos variables son
combinaciones en diferentes proporciones de conjuntos minerales peritécticos y reactivos.
Finalmente, las composiciones de los magmas obtenidos fueron contrastadas con las
composiciones de un grupo de granitoides cordilleranos.
Los resultados obtenidos de la investigación muestran que las composiciones de partida
más máficas producen los magmas con las tendencias composicionales con mayor semejanza a
los granitoides cordilleranos. Además, para todas las composiciones de partida estudiadas, los
magmas con las composiciones y tendencias más similares a los granitos son los generados por
los pulsos magmáticos entre los 820 y 860 °C, cuando el conjunto mineral reactivo era mayor al
peritéctico. Específicamente, en proporciones peritéctico:reactivo entre 20:80 y 40:60. Por otra
parte, se encontró que las composiciones de partida con alto Mg# no pueden ser una fuente
principal de granitoides, debido a que los magmas generados tienen un Mg# demasiado alto al
ser comparado con los granitoides. Finalmente, a pesar de que los magmas formados
comprenden una gran variabilidad composicional, no abarcan toda la variabilidad de los
granitos. Por lo tanto, esta investigación apoya un control de la entrada de restitas en la
variabilidad composicional de los granitoides, pero no descarta la participación de otros
procesos como la cristalización fraccionada.
Palabras clave: granitoides coordilleranos, maficidad, restitas.
3
Abstract
The granitoids or granites s.l. are produced in a set of very diverse tectonic
environments, one type of these environments is the continental magmatic arc where a large
volume of granitic magmatism is produced. The major and trace elements and isotopic
chemical composition of these granitoids indicates that their source is a mixture of cortical
and mantle material, exhibiting a great compositional variety, but how these granitoids are
generated is still a matter of debate. There are several processes that can explain this
granitoids compositional variability, but the two more important are fractional
crystallization and restite entrainment. This research presents a thermodynamic modeling of
the restite entrainment process in a temperature range between 650 and 1150 °C of the
partial melting at 1.0 GPa and three different starting compositions and segregation of
magmatic pulses with variable mineral contents, which are different proportion
combinations of peritectic and reactive mineral assemblages. The obtained magma
compositions were contrasted to a cordilleran granitoids group.
The results of this research show that the more mafic starting compositions produce
magmas with more similar compositional trends to the cordilleran granitoids. Among all
the studied starting compositions, the magmas which present more similar compositions
and trends to the granitoids are the ones generated by the magmatic pulses between 820 and
860 °C when the reactive mineral assemblage was larger than the peritectic one in
peritectic:reactive proportions about 20:80 and 40:60. Starting compositions with high Mg#
ratio can't be a main source of granitoids, because the generated magmas have a Mg# ratio
too high compared to the one in granitoids. Although formed magmas included a big
compositional variability, they didn't encompass all the granitoids variability, because they
were out of the more mafic and felsic granitoids compositional spectrum. Thus, this
research supports a restite entrainment control on the compositional variability of
granitoids, but it doesn't reject other processes, such as fractional crystallization,
participation.
Keywords: cordilleran granitoids, maficity, restite.
4
1 Introducción
Los granitoides o granitos s.l son rocas ígneas plutónicas félsicas con un
contenido de cuarzo entre 20 y 60% modal (Le Maitre, 2002) producidas en una gran
diversidad de ambientes tectónicos, y son las rocas más abundantes en la corteza
continental superior (p.e. Johannes y Holtz, 1996). Uno de los ambientes tectónicos
mencionados antes donde se produce un gran volumen de magmatismo granítico son los
arcos magmáticos continentales, en los cuales sucede subducción de una placa oceánica
bajo una placa continental a lo largo de un margen continental y donde existen numerosos
batolitos como los de Sierra Nevada o Peninsular Ranges en Norte América y el batolito
costero del Perú o el de Patagonia del Sur en Sudamérica (Winter, 2001). En estos cuerpos
se encuentran una gran variedad de rocas como cuarzodioritas, dioritas y gabros además de
los granitoides. Estos cuerpos graníticos son conocidos como “granitoides cordilleranos”
debido a que aparecen en las cordilleras asociadas a los arcos magmáticos continentales. La
composición química de los granitoides cordilleranos tanto en elementos mayores, traza e
isótopos indica que la fuente de estos es una mezcla de material cortical y mantélico (p.e.
Castro., 2014; Winter., 2001), siendo este el modo actual en que se incrementa el volumen
de corteza continental. Por lo tanto, el estudio de estos granitos puede aportar información
fundamental para entender la evolución tectónica y magmática actual del planeta Tierra.
Existen dos modelos que explican la generación de magmatismo en arcos
continentales. En el modelo clásico (Figura 1; p.e. Winter, 2001) las etapas son: la
hidratación del manto litosférico de la placa superior debido a fluidos provenientes de la
placa subducente, la fusión parcial de este manto hidratado, el emplazamiento de estos
magmas en la base de la corteza continental, la cristalización fraccionada de los mismos
hasta superar la barrera de densidad con la corteza y, finalmente, el ascenso y
emplazamiento de los magmas evolucionados con asimilación de dicha corteza. Sin
embargo, en las últimas décadas se ha desarrollado un nuevo modelo (Figura 2), en el que
inicialmente se parte de una fuente ya híbrida compuesta por una mezcla de corteza
oceánica y sedimentos subducidos (Castro et al., 2013) que posteriormente formará diapiros
debido a la fusión y deshidratación de dicha fuente. Estos diapiros ascienden a través de la
5
Figura 2: Modelo actual de magmatismo en arcos continentales: plumas mantelicas frías. Se produce
una mezcla de sedimentos y basaltos del canal mélange que comienzan a fundirse y este fundido se
deslamina de la losa que subduce, asciende como un diapiro a través del manto litosférico y se re-
lamina en la corteza continental, de la cual pueden segregarse pulsos de magma. Vogt et al. (2012).
cuña mantélica y se relaminan en la base de la corteza continental de la placa superior (p.e.
Castro., 2014; Hacker et al., 2011; Vogt et al., 2013) y dan como resultado granitoides con
diferentes composiciones cuando se segregan magmas de los diapiros hacia la corteza
continental.
Figura 1: Modelo MASH (melt-assimilation-storage-homogeneization). Modelo clásico de magmatismo en
arcos continentales. En la figura se observa una sección transversal esquemática de una zona activa de
subducción del margen continental, que muestra la deshidratación de la losa que subduce, la hidratación y la
fusión de una cuña mantelica. Winter (2001).
continental2001).
6
Los granitoides cordilleranos presentan una gran variabilidad composicional en
varios elementos y razones elementales con respecto a su maficidad (contenido de Fe y Mg)
(p.e. Clemens y Stevens, 2012), desde félsicos (granitos s.s.) hasta máficos (gabros),
reflejando la variabilidad litológica antes mencionada, y que puede apreciarse en diagramas
de óxido vs maficidad (Figura 3). Estos diagramas muestran el comportamiento de los
óxidos y ratios fundamentales con el incremento de la maficidad. Los granitos muestran
tendencias aproximadamente lineales para CaO, TiO2, SiO2, Na2O y A/CNK, donde el CaO
y TiO2 presentan pendientes positivas mientras que SiO2, Na2O y A/CNK presentan una
línea de tendencia negativa o ligeramente negativa. Por otro lado, se encontraron tendencias
ligeramente curvas para K2O y Al2O3 con pendientes negativa y positiva respectivamente, y
para Mg# una tendencia curvada con un aspecto similar a una función logarítmica. Donde
la maficidad varía en un rango entre 0.27 a 19.07 wt. %, con un valor promedio de 5.58
wt.%.
Existen varios procesos que causan esta variabilidad composicional en los
granitoides, siendo los más importantes la cristalización fraccionada (p.e. Winter, 2001) y
la entrada de restitas (Stevens et al., 2007; García-Arias y Stevens, 2017). En la
cristalización fraccionada, el fundido residual, más félsico que la fracción mineral
cristalizada, no se mantiene en equilibrio con esta fracción mineral porque existe una
separación química entre las fracciones cristalina y fundida, por lo que se van produciendo
rocas ígneas con diferente composición química. Por otro lado, el modelo de entrada de
restitas consiste en un proceso de mezcla en distintas proporciones de minerales y fundido
en la roca parcialmente fundida, formando un magma que se segrega de la fuente; a mayor
cantidad de minerales en el magma, éste es más máfico. De entre los distintos modelos de
entrada de restitas, el modelo más reciente dice que tanto los minerales peritécticos como
los reactivos son co-segregados, pero los peritécticos son preferentemente co-segregados
debido a que son más móviles que los reactivos al no formar parte principal del armazón de
minerales entrelazados (García-Arias y Stevens, 2017).
7
Figura 3: Elemento o ratio atómico vs la maficidad para granitos tipo I o granitoides. Base de datos de
García-Arias (no publicada).
8
El modelo de entrada de restitas se encaja dentro del cambio de paradigma en la
generación de magmatismo en arcos continentales. En el modelo clásico, sólo se da la
cristalización fraccionada que experimentan los fundidos basálticos (Castro et al., 2013)
durante su ascenso a través de la corteza continental (p.e. Ulmer et al., 2018), donde se
generan fundidos cada vez más félsicos como consecuencia de la separación de la fracción
cristalina formada. Por otro lado, en el nuevo modelo, además de la cristalización
fraccionada, también puede producirse entrada de restitas (Chapell et al., 1987). Donde
cabe la posibilidad de que la llegada de un nuevo diapiro caliente un diapiro previo ya re-
laminado hasta provocar su fusión parcial, por lo que puede producirse magmas con entrada
de restitas que se segregan de este diapiro parcialmente fundido (Vogt et al., 2012).
En los últimos años, se han hecho algunos trabajos de petrología computacional que
han demostrado que la entrada de restitas podría contribuir a la variabilidad composicional.
Por ejemplo, Cristancho (2016) ha modelado la fusión de un protolito de composición
intermedia con entrada de todos los minerales restíticos y Puerto (2019) ha modelado la
fusión a varias presiones de un protolito de composición intermedia con entrada en
variables proporciones de minerales peritécticos y restíticos. Dado que el diapiro puede
tener diferentes composiciones, ya que se forma por mezcla en proporciones variables de
basalto y sedimento, puede tener en teoría una composición andesítica basáltica, andesítica
y dacítica (asumiendo que siempre habrá alguna cantidad de ambos términos extremos), y
si el diapiro interactúa con el manto litosférico que atraviesa, la composición puede ser más
magnésica. Por esta razón, el objetivo de este trabajo es evaluar la influencia que tiene la
composición del diapiro en la composición de los magmas generados, como consecuencia
de la fusión parcial de este diapiro y la entrada de restitas según el modelo de García-Arias
y Stevens (2017). Mediante cálculos termodinámicos, con segregación de pulsos
magmáticos cada vez que se supera un umbral de contenido de fundido. En estos pulsos
magmáticos se considerará también la influencia de contenidos variables en las
proporciones de fundido y minerales en el magma segregado y en las proporciones de
minerales peritécticos y reactivos en la fracción mineral cosegregada.
9
2 Metodología
2.1 Los procesos de fusión modelados
La evaluación de la influencia de la composición del diapiro sobre la composición
de los magmas generados se hizo mediante cálculos termodinámicos de estabilidad de fases
(p.e. García-Arias y Stevens, 2017). Dichos cálculos termodinámicos se hicieron en un
perfil isobárico a 1.0 GPa (Villaros et al., 2009), valor típico para el límite corteza
continental-manto litosférico para cortezas normales de aproximadamente 35 km de
espesor. Se eligieron secciones isobáricas en lugar de gradientes geotérmicos P-T para
investigar el efecto individual de la composición de la roca fuente sobre las reacciones de
fusión, la composición del fundido y la naturaleza de la fracción mineral peritéctica a una
presión constante. Asimismo, se eligió un rango de temperaturas entre 650°C y 1150 °C,
donde la temperatura inicial siempre estuvo por debajo del sólidus (García-Arias y Stevens,
2017) y la temperatura máxima está por encima de los valores esperados en este ambiente.
Cuando el fundido forma una red interconectada, la roca se vuelve permeable al
fundido, lo cual le permite a la roca emitir un pulso de fundido o magma (p.e. Brown et al.,
1995). Tras la segregación, la roca se vuelve impermeable hasta que la cantidad de fundido
nuevamente generado supera ese umbral, y así sucesivamente (Rosenberg y Handy, 2005).
En el caso de esta tesis, se modeló la segregación de fundido cada vez que el fundido
alcanzó un 7 % en peso del sistema. Esto, debido a que al 5 wt. % de fundido dentro de un
magma se produce el primer umbral de percolación para la segregación de fundido (es
decir, en el que el fundido forma una red interconectada y por lo tanto la roca se vuelve
permeable al fundido; Rosenberg y Handy, 2005) y el 2 wt. % restante de fundido
permanece en la roca parcialmente fundida para simular condiciones más naturales. Se
recalculó la composición del sistema residual (anexo A) sin el fundido segregado antes de
realizar de nuevo el modelamiento del calentamiento recalculando con balance de masas a
partir de la composición del sistema anterior menos la composición y cantidad del fundido
segregado. Este proceso fue repetido desde la temperatura inicial planteada hasta alcanzar
la máxima temperatura considerada.
10
Considerando la naturaleza física del conjunto mineral se debe tener en cuenta que
el factor principal para que un mineral específico sea segregado es su comportamiento
mecánico en el fundido. Los minerales que están completamente rodeados por fundido
serán más propensos a ser segregados que los minerales que forman la estructura sólida de
la roca parcialmente fundida. La mayoría de las fases reactivas están entrelazadas,
formando una estructura sólida inmóvil, mientras que las fases peritécticas probablemente
estén completamente rodeadas de fundido, de acuerdo con estudios experimentales (Castro
et al., 2000; Gardien et al., 1995; Stevens et al., 1997; Vielzeuf y Holloway, 1988) y de
campo (p.e. Brown et al., 1999; Taylor et al., 2014; White et al., 2004). Por esta razón, el
debate sobre la segregación de minerales se ha ocupado de las fracciones peritécticas frente
a las reactivas (Clemens et al., 2011; Clemens y Stevens, 2012; García-Arias y Stevens,
2017; Stevens et al., 2007). Sin embargo, no todas las fases peritécticas están rodeadas de
fundido y no todas las fases reactivas siempre están presentes en la estructura sólida: por
tanto, ambas asociaciones minerales pueden ser segregadas y conviene investigar la
influencia de la proporción entre ambas asociaciones en la fracción mineral segregada en la
composición de los magmas. Por estas razones, determinar qué mineral pertenece a qué
fracción es importante para los cálculos de la composición del conjunto de minerales
arrastrados (García-Arias, 2018). En esta investigación, se consideró que cada fase presente
en condiciones de subsólidus pertenecía al armazón de la estructura, cada fase presente
exclusivamente en condiciones de supersólidus se asignó a la fracción rodeada por fundido,
y cada fase presente en condiciones subsólidus cuya cantidad se incrementó en condiciones
supersólidus se consideró que pertenecía al armazón de la estructura excepto el incremento,
que se asignó a la fracción rodeada por fundido. De este modo, se ha asumido, por
simplicidad, que toda la fracción mineral reactiva pertenece a la estructura sólida y toda la
fracción peritéctica a la fracción rodeada de fundido, al momento de modelar las distintas
fracciones minerales que pueden ser co-segregadas.
A pesar de que en los modelos, por simplicidad, se segrega sólo fundido, se ha
calculado la composición de los magmas graníticos compuestos desde 100 wt. % fundido y
0 wt. % minerales hasta 60 wt. % fundido y 40 wt. % minerales. Un mayor contenido de
minerales haría inmóvil al magma, según Rosenberg y Handy (2005). Por su parte, la
11
fracción mineral cosegregada (FMC) junto con el fundido se separó en dos clases
diferentes, las fracciones peritéctica y reactiva, las cuales fueron mezcladas en proporciones
peritécticos: reactivos de 100:0, 80:20, 60:40, 40:60, 20:80 y 0:100. Esto con el fin de
evaluar todo el posible rango de composiciones según la FMC.
En este proyecto fueron estudiados ocho óxidos y tasas elementales importantes
(CaO, TiO2, SiO2, Al2O3, K2O, Na2O, A/CNK (Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) en cantidades
molares) y Mg# (100 Mg/(Mg+Fe) en cantidades molares) contra la maficidad.
2.2 Composiciones de partida.
Las composiciones de partida utilizadas para la generación de estos modelos son la
andesita basáltica de Cameron et al. (1989) y la dacita y la andesita de Le Maitre (1976)
(Tabla 1), esta última modificada para que su Mg# sea del 65%. Estas composiciones
fueron elegidas porque una andesita basáltica es equivalente a una mezcla de basalto y
sedimentos en proporción 3:1; la dacita en proporción 1:3 y la andesita en proporción 2:2,
pero en este caso, esta roca es más rica en Mg para simular que ha asimilado parte de
material mantélico y por eso se enriqueció en Mg.
La composición de estas rocas ha sido ligeramente modificada descartando las
cantidades de MnO y P2O5. Se omitió el MnO debido a que este elemento no es relevante
para la estabilidad del granate en condiciones de supersólidus y el contenido de MnO en los
fundidos naturales y experimentales es muy bajo (Bartoli et al., 2016; Gao et al., 2016).
Asimismo, se omitió P2O5 porque este elemento se aloja principalmente en minerales
accesorios como apatita y monacita y estos minerales no contribuyen sustancialmente a la
producción de fundido (García-Arias, 2018), además que los modelos de actividad-
composición utilizados en este estudio no tienen en cuenta estos componentes. De igual
forma, al no haber apatito por la falta de fósforo, se redujo proporcionalmente la cantidad
del componente de CaO teniendo en cuenta las relaciones estequiométricas de CaO y P2O5
en dicho mineral. Posteriormente, se calculó la proporción de Fe2O3/FeO mediante el
algoritmo de Kress y Carmichael (1991) con un QFM+1 a 900°C y 1.0 GPa (media de la
fugacidad de oxígeno para mantos sub-oceánicos en zonas de subducción; Rowe et al.,
12
2009, y promedio de las condiciones P-T modeladas en el trabajo) implementado por Kayla
Iacovino en una hoja de Excel (https://www.kaylaiacovino.com/tools-for-petrologists/).
Por otro lado, el contenido de H2O de la serie de composiciones de partida fue
recalculado para que fuera consistente con una fracción mineral subsólidus completamente
hidratada a las presiones estudiadas, siendo esta donde se produce la mayor cantidad de
minerales hidratados sin que exista una fase fluida libre. Estas condiciones fueron elegidas
ya que se considera que la ausencia de fluidos previo a la fusión son las condiciones que
prevalecen en la corteza inferior (Clemens y Watkins, 2001). Como el contenido de agua
que cumple la condición anterior varía con la presión, se determinó el contenido de H2O de
las rocas de partida mediante pseudosecciones T-XH2O a 1.0 GPa. Las composiciones de las
rocas fuente utilizadas en los cálculos termodinámicos son presentadas en la Tabla 1.
andesita
basáltica
andesita
Mg#65 Dacita
SiO2 54.24 59.25 65.83
TiO2 1.65 0.89 0.59
Al2O3 16.48 17.41 16.11
Fe2O3 1.77 0.93 0.90
FeO 7.52 3.78 3.74
MgO 4.69 4.82 1.80
CaO 7.38 6.72 4.22
Na2O 3.22 3.56 3.84
K2O 1.83 1.66 2.20
H2O 1.22 0.97 0.78
Total 100 100 100
2.3 Detalles técnicos del modelamiento
Para realizar los cálculos se utilizó el software Perple_X (versión 6.8.7 actualizada
en junio 19, 2019) (Connolly, 2009), la base de datos termodinámicos hp633ver.dat
(Holland y Powell, 2011, actualizada en 2018) y los siguientes modelos de actividad-
solución: fundido, biotita, granate, ortopiroxeno, clinopiroxeno, olivino y espinela de
Holland et al. (2018), mica blanca de White et al. (2014), feldespato ternario de Fuhrman y
Tabla 1: Composición de las rocas fuente usada para los cálculos de fusión parcial
13
Lindsley (1988), clinoanfíbol de Green et al. (2016), ilmenita de White et al. (2000)
modificada por White et al. (2014) y epidota de Holland and Powell (2011).Los cálculos se
han hecho con una resolución de 1 °C.
3 Resultados
A continuación se presentarán los resultados obtenidos para cada composición de
partida, en orden de menor a mayor contenido de sílice. Donde se destacarán todos los
pulsos generados, sus conjuntos minerales, el pulso y proporción mineral
peritécticos:reactivos con mayor semejanza a los granitoides para cada composición.
3.1 Andesita basáltica
En el proceso de fusión parcial de roca se segregaron seis pulsos magmáticos a las
temperaturas de 820, 842, 850, 855, 1057 y 1127 °C como se muestra en la Figura 4. Por
otro lado, el conjunto de minerales peritécticos que conformaron este grupo son la ilmenita,
el granate, el ortopiroxeno y la espinela, mientras que el conjunto mineral reactivo lo
conforman el cuarzo, el anfíbol y la biotita. Por último, la plagioclasa y el clinopiroxeno
son reactivos y peritécticos. Por otro lado, en lo particular se observó que los magmas con
100 wt.% fundido presentaron un aumento en la maficidad con el incremento de la
temperatura partiendo de un valor de 2.92 wt.% a la temperatura de 820 °C hasta alcanzar
16.08 wt.% a 1127 °C (Figura 5). La maficidad de los magmas aumentó con el incremento
de la FMC y, dentro de ésta, aumentó con el aumento del conjunto mineral peritéctico
cosegregado a una temperatura constante (Figura 5).
El tercer pulso magmático segregado a la temperatura de 850 °C, con la proporción
40 wt.% peritéctico y 60 wt.% reactivo de FMC, es la que presenta mejor relación entre los
granitos tipo I y las concentraciones calculadas en los modelos (Figura 6 y Tabla 2). A esta
proporción se dan pendientes positivas para TiO2, CaO, Al2O3 y Mg#, mientras que para
SiO2, K2O y A/CNK se obtuvieron pendientes negativas y el Na2O se mantuvo con un valor
constante con el incremento de la maficidad. El contenido de K2O es más alto que el de los
granitos tipo I.
14
Figura 4: Proporciones modales de las fases de las composiciones de partida estudiadas, andesita basáltica de Cameron (1989), andesita y dacita de Le Maitre
(1976) con una variedad enriquecida en Mg, teniendo en cuenta las temperaturas de segregación de fundido. Los símbolos están de acuerdo a las abreviaturas
de Whitney y Evans (2010). La figura correspondiente de la andesita fue tomada de Puerto (2019).
15
3.2 Andesita Mg#65
En el proceso de fusión parcial de roca se segregaron ocho pulsos magmáticos a las
temperaturas de 850, 860, 871, 942, 1056, 1102, 1121 y 1130 °C como se muestra en la
Figura 4. El conjunto de minerales peritécticos que conformaron este grupo son la ilmenita
y los piroxenos mientras que el conjunto mineral reactivo lo conforman el cuarzo, el anfíbol
y la biotita. Por último, la plagioclasa es reactiva y peritéctica.
Figura 5: Composición de magmas puros generados a las diferentes temperaturas que se segregó fundido con
la temperatura creciente en todas las fuentes estudiadas y la andesita de Le Maitre (1976) realizada por Puerto
(2019). Figura tomada de: presentación congreso Goldschmidt García-Arias (2020).
Por otro lado, en lo particular se observó que los magmas con 100 wt.% fundido
presentaron un aumento en la maficidad partiendo de un valor de 2.62 wt.% a la
temperatura de 850 °C hasta alcanzar 10.25 wt.% a 1130 °C aunque donde se presentó el
aumento más significativo fue entre las temperaturas 942 y 1056 °C donde los valores
obtenidos cambiaron de 4.47 a 7.73 wt.% (Figura 5). En medidas generales, la maficidad de
los magmas aumentó con el incremento de la FMC y, dentro de ésta, aumentó con el
incremento del conjunto mineral peritéctico cosegregado a un valor de temperatura
constante (Figura 7).
16
El segundo pulso magmático segregado a la temperatura de 860 °C, presentó la mayor
similitud con las concentraciones de los granitos tipo I. Asimismo, la proporción 20 wt.%
Figura 6: Composición de los magmas en la andesita basáltica producidos por la entrada de fracciones
minerales durante la tercera temperatura de segregación a 850°C, comparados con granitos tipo I según la
base de datos de García-Arias (no publicada). Los números A-B mostrados en cada panel representan las
proporciones en peso de los minerales peritécticos (A) y reactivos (B), respectivamente, dentro de la FMC.
La línea interna representa la proporción peritéctica : reactiva en la FMC que mejor reproduce la tendencia
de los granitos.
17
peritéctico y 80 wt.% reactivo de FMC es la que presenta mejor relación entre los granitos
tipo I y las concentraciones calculadas en los modelos (Figura 7 y Tabla 3). A esta
proporción se dan pendientes positivas para TiO2, CaO, Al2O3 y Mg#, mientras que para
SiO2 y K2O se obtuvieron pendientes negativas, el Na2O y A/CNK se mantuvieron con un
valor constante con el incremento de la maficidad. El contenido de Mg# y K2O son un poco
altos con respecto a los granitos tipo I.
3.3 Dacita
En el proceso de fusión parcial de roca se segregaron diez pulsos magmáticos hasta
una temperatura límite de 1126 °C a las temperaturas de 835, 848, 892, 1017, 1069, 1089,
1099, 1105, 1112 y 1126 °C como se muestra en la Figura 4. Esto se debe a que después de
esta temperatura límite establecido sucedían pulsos cada 5-10 °C, debido a que el sistema
se aproximaba a su líquidus. Por lo tanto, se decidió omitir los pulsos magmáticos
segregados a partir de dicha temperatura ya que la composición de estos fundidos no se
parecía a la de los granitos. Por otro lado, el conjunto de minerales peritécticos que
conformaron este grupo son la ilmenita, el granate, los piroxenos, el anfíbol y la espinela
FMC
(wt.%) 0 20 40
PE-RE
(wt.%) 100-0 80-20 60-40 40-60 20-80 0-100 100-0 80-20 60-40 40-60 20-80 0-100
SiO2 68.02 63.71 64.10 64.48 64.86 65.25 65.63 59.41 60.18 60.95 61.71 62.48 63.25
TiO2 0.47 1.08 0.94 0.81 0.68 0.54 0.41 1.69 1.42 1.15 0.88 0.62 0.35
Al2O3 12.81 12.31 12.90 13.48 14.07 14.65 15.24 11.82 12.99 14.16 15.32 16.49 17.66
Fe2O3 0.36 1.00 0.88 0.76 0.64 0.52 0.40 1.64 1.40 1.16 0.92 0.68 0.43
FeO 1.68 4.46 3.90 3.34 2.78 2.23 1.67 7.23 6.12 5.00 3.89 2.77 1.66
MgO 0.84 2.55 2.23 1.92 1.60 1.28 0.97 4.26 3.63 2.99 2.36 1.73 1.10
CaO 1.13 2.65 2.66 2.67 2.67 2.68 2.69 4.18 4.19 4.20 4.22 4.23 4.24
Na2O 3.08 2.80 2.93 3.06 3.19 3.33 3.46 2.51 2.77 3.04 3.30 3.57 3.83
K2O 5.98 4.93 4.95 4.96 4.97 4.98 4.99 3.88 3.91 3.93 3.96 3.98 4.01
H2O 5.63 4.50 4.51 4.52 4.53 4.54 4.55 3.38 3.40 3.42 3.43 3.45 3.47
Mg# 42.66 45.88 45.89 45.90 45.90 45.92 45.94 46.58 46.71 46.89 47.18 47.69 48.82
A/CNK 0.94 0.83 0.86 0.88 0.91 0.93 0.95 0.74 0.79 0.84 0.88 0.92 0.96
Na/Ca 4.94 1.91 1.99 2.08 2.16 2.25 2.33 1.09 1.20 1.31 1.42 1.53 1.64
K/Na 1.28 1.16 1.11 1.07 1.02 0.99 0.95 1.02 0.93 0.85 0.79 0.73 0.69
Tabla 2: Composición de los magmas a partir de la andesita basáltica formados por la FMC a 850°C. PE-
RE: proporciones en wt. % de las fases peritécticas (PE) y reactivas (RE) en la FMC. A/CNK: (Al2O3/
(CaO+Na2O+K2O)).
18
mientras que el conjunto mineral reactivo lo conforman el cuarzo y la biotita. Por último, la
plagioclasa es peritéctica y reactiva.
Figura 7: Composición de los magmas en la andesita de Mg# 65 en la segunda temperatura de segregación a
860°C, comparados con granitos tipo I. Los números A-B mostrados en cada panel representan las
proporciones en peso de los minerales peritécticos (A) y reactivos (B), respectivamente, dentro de la FMC.
19
FMC
(wt.%) 0 20 40
PE-RE
(wt.%) 100-0 80-20 60-40 40-60 20-80 0-100 100-0 80-20 60-40 40-60 20-80 0-100
SiO2 68.56 65.05 65.40 65.76 66.12 66.48 66.84 61.54 62.25 62.97 63.69 64.40 65.12
TiO2 0.61 1.03 0.94 0.85 0.76 0.67 0.57 1.46 1.28 1.09 0.91 0.72 0.54
Al2O3 12.79 12.30 12.69 13.08 13.47 13.85 14.24 11.81 12.59 13.37 14.15 14.92 15.70
Fe2O3 0.30 0.53 0.51 0.49 0.47 0.45 0.42 0.76 0.72 0.67 0.63 0.59 0.55
FeO 1.28 3.31 2.94 2.57 2.19 1.82 1.45 5.35 4.61 3.86 3.11 2.37 1.62
MgO 1.02 3.25 2.90 2.56 2.21 1.86 1.51 5.48 4.79 4.09 3.40 2.70 2.00
CaO 1.10 2.42 2.41 2.40 2.38 2.37 2.36 3.74 3.71 3.69 3.66 3.64 3.62
Na2O 3.05 2.88 2.95 3.02 3.09 3.17 3.24 2.71 2.85 3.00 3.14 3.28 3.43
K2O 6.05 5.02 5.03 5.04 5.05 5.06 5.07 4.00 4.01 4.03 4.05 4.07 4.09
H2O 5.25 4.20 4.22 4.24 4.26 4.28 4.30 3.15 3.19 3.23 3.27 3.31 3.35
Mg# 54.05 60.45 60.35 60.24 60.09 59.88 59.59 61.81 61.90 62.02 62.18 62.44 62.87
A/CNK 0.94 0.84 0.86 0.88 0.90 0.92 0.94 0.76 0.80 0.84 0.87 0.91 0.94
Na/Ca 5.00 2.15 2.22 2.28 2.35 2.42 2.48 1.31 1.39 1.47 1.55 1.63 1.72
K/Na 1.31 1.15 1.12 1.10 1.07 1.05 1.03 0.97 0.93 0.89 0.85 0.82 0.78
Por otro lado, en lo particular se observó que los magmas con 100 wt.% fundido
presentaron un aumento en la maficidad partiendo de un valor de 3.17 wt.% a la
temperatura de 835 °C hasta alcanzar 10.21 wt.% a 1126 °C aunque donde se presentó el
aumento más significativo fue entre las temperaturas 892 y 1017 °C donde los valores
obtenidos cambiaron de 3.83 a 7.11 wt.% (Figura 5). La maficidad de los magmas aumentó
con el incremento de la FMC, e incrementó con el aumento del conjunto mineral peritéctico
cosegregado debida a una temperatura constante (Figura 8).
El primer pulso magmático segregado a la temperatura de 835 °C, presentó la mayor
similitud con las concentraciones de los granitos tipo I. Asimismo, la proporción 20 wt.%
peritéctico y 80wt.% reactivo de FMC es la que presenta mejor relación entre los granitos
tipo I y las concentraciones calculadas en los modelos (Figura 8 y Tabla 4). A esta
proporción se dan pendientes positivas para TiO2, CaO y Al2O3, mientras que para SiO2, y
K2O se obtuvieron pendientes negativas. El Na2O, Mg# y A/CNK se mantuvieron con un
valor constante con el incremento de la maficidad.
Tabla 3: Composición de los magmas andesita modificada en Mg/(Mg+Fe) al 65%formados por la FMC a
860°C. PE-RE: proporciones en wt. % de las fases peritécticas (PE) y reactivas (RE) en la FMC.
20
Figura 8: Composición de los magmas en la dacita en la primera temperatura de segregación a 835°C,
comparados con granitos tipo I. Los números A-B mostrados en cada panel representan las proporciones en
peso de los minerales peritécticos (A) y reactivos (B), respectivamente, dentro de la FMC.
21
FMC
(wt.%) 0 20 40
PE-RE
(wt.%) 100-0 80-20 60-40 40-60 20-80 0-100 100-0 80-20 60-40 40-60 20-80 0-100
SiO2 67.58 63.37 64.26 65.14 66.02 66.91 67.79 59.17 60.94 62.70 64.47 66.24 68.00
TiO2 0.31 0.63 0.57 0.51 0.45 0.39 0.33 0.95 0.83 0.71 0.59 0.47 0.35
Al2O3 12.94 13.35 13.40 13.46 13.51 13.57 13.62 13.76 13.87 13.98 14.09 14.20 14.31
Fe2O3 0.37 1.46 1.23 1.01 0.78 0.55 0.33 2.55 2.10 1.65 1.19 0.74 0.29
FeO 1.89 4.31 3.85 3.39 2.93 2.47 2.01 6.73 5.81 4.89 3.97 3.04 2.12
MgO 0.74 1.47 1.36 1.25 1.13 1.02 0.90 2.21 1.98 1.75 1.52 1.30 1.07
CaO 1.10 2.44 2.28 2.13 1.98 1.83 1.68 3.77 3.46 3.16 2.86 2.56 2.26
Na2O 3.26 3.28 3.30 3.32 3.34 3.37 3.39 3.30 3.34 3.39 3.43 3.48 3.53
K2O 6.02 4.98 5.03 5.08 5.13 5.18 5.23 3.95 4.04 4.14 4.24 4.34 4.43
H2O 5.80 4.71 4.71 4.72 4.72 4.72 4.72 3.62 3.63 3.63 3.63 3.64 3.64
Mg# 37.33 31.85 32.84 34.10 35.75 37.99 41.22 30.36 31.43 32.90 35.03 38.38 44.44
A/CNK 0.93 0.88 0.89 0.91 0.92 0.94 0.95 0.83 0.86 0.88 0.91 0.94 0.97
Na/Ca 5.33 2.43 2.61 2.82 3.05 3.33 3.65 1.58 1.75 1.94 2.17 2.46 2.83
K/Na 1.22 1.00 1.00 1.01 1.01 1.01 1.01 0.79 0.80 0.80 0.81 0.82 0.83
4 Discusión
En primer lugar, los fundidos puros segregados en diferentes pulsos al aumentar
la temperatura de todas las composiciones de partida estudiadas, incluyendo la de Puerto
(2019), nos suministran información sobre la forma en la que estos se comportan
composicionalmente frente la temperatura (Figura 5). Así pues, en estos se observa que se
producen tendencias que no coinciden con las de los granitoides cordilleranos, ya que estos
fundidos puros no reproducen por sí solos la variabilidad composicional de los granitos. Sin
embargo, hay un grupo de fundidos con maficidad entre 2.5 - 3.5 wt.% (debajo del valor
promedio de 5.58 wt.% de los granitoides) que producen tendencias similares a las de los
granitos. Especialmente para las composiciones más félsicas, por lo que los granitos más
máficos no se representan. Además, la temperatura de los fundidos más máficos son
mayores que la de los diapiros cuando se re-laminan, de aproximadamente 900 °C (Vogt et
al, 2012), por lo que fundidos a T > 900 °C no podrían formarse.
Tabla 4: Composición de los magmas a partir de la dacita formados por la FMC a 835°C. PE-RE:
proporciones en wt. % de las fases peritécticas (PE) y reactivas (RE) en la FMC.
22
Por otro lado, la proporción de FMC juega un papel importante en la maficidad de
los magmas segregados de las rocas fuente, ya que al aumentar la FMC se incrementó el
rango de maficidad. El rango de maficidad más amplio registrado (3.05 wt.% hasta 13.59
wt.%) fue el de la andesita basáltica a la temperatura de 850 °C, mientras que para las otras
composiciones de partida estudiadas, el mayor rango de maficidad se produjo a 835 ºC para
la dacita y 860 °C para la andesitaMg# 65, todos estos muy similares al resultado (844 °C)
de la andesita estudiada por Puerto (2019). Por ende, si la entrada de restitas ricas en
minerales peritécticos contribuye a la variabilidad composicional, los magmas deben
segregarse entre los 820 y 870 °C a 1.0 GPa haciendo que el arrastre de minerales en estas
masas fundidas puede producir tendencias compatibles con las de los granitos, en especial
para las composiciones más félsicas.
Los resultados obtenidos en los diagramas bivariados para los óxidos a partir del
pulso de magmas a 850 ºC para la composición andesita basáltica, presentó las mayores
coincidencias, ya que estos tienen una tendencia más paralela a la tendencia de los
granitoides, además que los magmas generados para la proporción PE-RE seleccionada (40-
60) se proyectan dentro de la nube de densidad de los granitos con un amplio espectro
composicional. Por lo tanto, se eligieron los magmas de la andesita basáltica sobre los
magmas de la andesitaMg#65 y la dacita como los que tienen la mayor semejanza a los
granitoides. Teniendo su mayor diferencia en la andesita Mg# 65, ya que los magmas
generados por esta composición presentó niveles más altos en su contenido de Mg# al
compararse con los granitos tipo I (Figura 7) mientras que la dacita presenta una pendiente
positiva con tendencia similar a la de los granitos pero con una pendiente aparentemente
menor a la a la tendencia mostrada a la de los granitoides más maficos. Asimismo, los
magmas generados por la andesita basáltica presentan un rango medio de maficidad más
afín a los exhibidos por dichos óxidos en la base de datos.
Finalmente, se observó que incluso el pulso de magmas con mayor rango de
maficidad no representó toda la variabilidad de los granitos, ya que quedaron por fuera del
espectro composicional los granitos más félsicos y máficos. Por lo tanto, la entrada de
restitas no puede explicar toda la variabilidad exhibida en los granitoides, indicando que
23
otros procesos, como la cristalización fraccionada también deben contribuir a la
variabilidad composicional de los granitos cordilleranos.
5 Conclusiones
En el modelo magmático actual en arcos continentales, la entrada de restitas puede
desempeñar un papel en la configuración de la composición de los granitoides
cordilleranos, pero no logra explicar por si sola toda la variabilidad composicional de los
granitoides por lo que no se descarta la intervención de la cristalización fraccionada en la
formación de los granitos tipo I. Las proporciones variables de basalto y sedimentos en los
diapiros fríos pueden producir magmas cuya composición coincide con los granitoides, en
especial las que presentan composiciones más maficas (andesita basálticas) e intermedias
(andesita) como la exhibida en Puerto (2019) ya que entre estas se obtuvieron los mejores
resultados. Las composiciones fuente de alto contenido de Mg# no pueden ser una fuente
principal de granitoides cordilleranos.
Agradecimientos
En primer lugar, agradezco al profesor Marcos García Arias por brindarme toda su
paciencia y los conocimientos necesarios para realizar este proyecto de grado. Además,
agradezco a mi familia y amigos por apoyarme en cada momento de mi vida durante estos
años de universidad. Por último, agradezco a la Universidad de los Andes por brindarme
valiosas enseñanzas para la vida personal y profesional.
24
Referencias
Bartoli, O., Acosta-Vigil, A., Ferrero, S. y Cesare, B. (2016). Granitoid magmas
preserved as melt inclusions in high-grade metamorphic rocks. American Mineralogist,
101, 1543–1559.
Brown, M., Averkin, Y.A., McLellan, E.L. y Sawyer, E.W. (1995). Melt
segregation in migmatites. Journal of Geophysical Research, 100 (B8), 15655–15679.
Brown, M.A., Brown, M., Carlson, W.D. y Denison, C. (1999). Topology of
syntectonic meltflow networks in the deep crust: inferences from three-dimensional images
of leucosome geometry in migmatites. American Mineralogist, 84, 1793–1818.
Cameron, K.L., Nimz, G.J., Kuentz, D., Niemeyer, S. y Gunn, S. (1989). Southern
cordilleran basaltic andesite suite, southern Chihuahua, Mexico: A link between tertiary
continental arc and flood basalt magmatism in North America. Journal of Geophysical
Research, 94(B6), 7817-7840.
Castro, A. (2014). The off-crust origin of granite batholiths. Geoscience Frontiers,
5, 63-75.
Castro, A., Corretgé, L.G., El-Biad, M., El-Hmidi, H., Fernández, C. y Patiño
Douce, A.E. (2000). Experimental constraints on Hercynian anatexis in the Iberian Massif,
Spain. Journal of Petrology, 41, 1471–1488.
Castro, A., Vogt, K. y Gerya, T.V. (2013). Generation of new continental crust by
sublithospheric silicic-magma relamination in arcs: A test of Taylor's andesite model.
Gondwana Research, 23, 1554-1566.
Chappell, B.W., White, A.J.R. y Wyborn, D. (1987). The importance of residual
source material (restite) in granite petrogenesis. Journal of Petrology, 28, 1111–1138.
Clemens, J.D. y Stevens, G. (2012). What controls chemical variation in granitic
magmas? Lithos, 134–135, 317–329.
25
Clemens, J.D. y Watkins, J.M. (2001). The fluid regime of high-temperature
metamorphism during granitoid magma genesis. Contributions to Mineralogy and
Petrology, 140, 600–606.
Connolly, J.A.D. (2009). The geodynamic equation of state: what and how.
Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 10. DOI:10.1029/2009GC002540.
Cristancho, E.D. (2016). Modelo termodinámico de fundido + minerales aplicado a
granitos tipo I. Tesis de Pregrado, Universidad de Los Andes.
Fuhrman, M.L. y Lindsley, D.H. (1988). Ternary-feldspar modeling and
thermometry. American Mineralogist, 73, 201–215.
Gao, P., Zheng, Y.F. y Zhao, Z.F. (2016). Experimental melts from crustal rocks: a
lithochemical constraint on granite petrogenesis. Lithos 266-267, 133–157.
García-Arias, M. (2018). Decoupled Ca and Fe+Mg content of S-type granites: An
investigation on the factors that control the Ca budget of S-type granites. Lithos, 318, 30-
46.
García-Arias, M. y Stevens, G. (2017). Phase equilibrium modelling of granite
magma petrogenesis: A. An evaluation of the magma compositions produced by crystal
entrainment in the source. Lithos, 277, 131–153.
Gardien, V., Thompson, A.B., Grujic, D. y Ulmer, P. (1995). Experimental melting
of biotite + plagioclase + quartz ± muscovite assemblages and implications for crustal
melting. Journal of Geophysical Research, 100 (B8), 15581–15591.
Green, E.C.R., White, R.W., Diener, J.F.A., Powell, R., Holland, T.J.B. y Palin,
R.M. (2016). Activity- composition relations for the calculation of partial melting equilibria
in metabasic rocks. Journal of Metamorphic Geology, 34, 845–869.
Hacker, B.R., Kelemen, P.B. y Behn, M.D. (2011). Differentiation of the
continental crust by relamination. Earth and Planetary Science Letters, 307(3-4), 501-516.
26
Holland, T.J.B., Green, E.C.R. y Powell, R. (2018). Melting of Peridotites through
to Granites: A Simple Thermodynamic Model in the System KNCFMASHTOCr. Journal
of Petrology, 59, 881–900.
Holland, T.J.B. y Powell, R. (2011). An improved and extended internally
consistent thermodynamic dataset for phases of petrological interest, involving a new
equation of state for solids. Journal of Metamorphic Geology, 29, 333-383.
Johannes, W. y Holtz, F. (1996). Petrogenesis and Experimental Petrology of
Granitic Rocks. Springer-Verlag, Berlin Heidelberg.
Kress, V.C. y Carmichael, I. S. E. (1991). The compressibility of silicate liquids
containing Fe2O3 and the effect of composition, temperature, oxygen fugacity and pressure
on their redox states. Contributions to Mineralogy and Petrology, 108, 82–92.
Le Maitre, R.W. (1976). The chemical variability of some common igneous rocks.
Journal of Petrology, 17, 589-598.
Le Maitre, R.W. (2002). Igneous rocks a Classification and Glossary of Terms
Recommendations of the International Union of Geological Sciences, Sub-Commission on
the Systematics of Igneous Rocks. Cambridge University Press, 236 p.
http://dx.doi.org/10.1017/CBO9780511535581.
Puerto, J.S. (2019). Modelización termodinámica de la petrogénesis de granitos tipo
I a través de su composición química y su modificación por la entrada de restitas. Tesis de
Pregrado, Universidad de Los Andes.
Rosenberg, C.L. y Handy, M.R. (2005). Experimental deformation of partially
melted granite revisited: implications for the continental crust. Journal of Metamorphic
Geology, 23, 19–28.
Rowe, M.C., Kent, A.J.R. y Nielsen, R.L. (2009). Subduction Influence on Oxygen
Fugacity and Trace and Volatile Elements in Basalts Across the Cascade Volcanic Arc.
Journal of Petrology, 50, 61-91.
27
Stevens, G., Villaros, A. y Moyen, J.-F. (2007). Selective peritectic garnet
entrainment as the origin of geochemical diversity in S-type granites. Geology, 35, 9–12.
Taylor, J., Nicoli, G., Stevens, G., Frei, D. y Moyen, J.F. (2014). The processes that
control leucosome compositions in metasedimentary granulites: perspectives from the
Southern Marginal Zone migmatites, Limpopo Belt, South Africa. Journal of Metamorphic
Geology, 32, 713–742.
Ulmer, P., Kaegi, R. y Müntener, O. (2018). Experimentally Derived Intermediate
to Silica-rich Arc Magmas by Fractional and Equilibrium Crystallization at 1.0 GPa: an
Evaluation of Phase Relationships, Compositions, Liquid Lines of Descent and Oxygen
Fugacity. Journal of Petrology, 59, 11-58.
Vielzeuf, D. y Holloway, J. R. (1988). Experimental determination of the fluid-
absent melting relations in the pelitic system. Contributions to Mineralogy and Petrology,
98(3), 257-276.
Villaros, A., Stevens, G. y Buick, I.S. (2009). Tracking S-type granite from source
to emplacement: clues from garnet in the Cape Granite Suite. Lithos, 112, 217–235.
Vogt, K., Gerya, T.V. y Castro, A. (2012). Crustal growth at active continental
margins: Numerical modeling. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 192–193, 1–20.
Vogt, K., Castro, A. y Gerya, T. (2013). Numerical modeling of geochemical
variations caused by crustal relamination. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 14.
doi:10.1002/ggge.20072
White, R.W., Powell, R., Holland, T.J.B., Johnson, T.E. y Green, E.C.R. (2014).
New mineral activity-composition relations for thermodynamic calculations in metapelitic
systems. Journal of Metamorphic Geology, 32, 261–286.
White, R.W., Powell, R., Holland, T.J.B. y Worley, B.A. (2000). The effect of TiO2
and Fe2O3 on metapelitic assemblages at greenschist and amphibolite facies conditions:
28
mineral equilibria calculations in the system K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-TiO2-Fe2O3.
Journal of Metamorphic Geology, 18, 497–512.
White, R.W., Powell, R. y Halpin, J.A. (2004). Spatially-focused melt formation in
aluminous metapelites from Broken Hill, Australia. Journal of Metamorphic Geology, 22,
825–845.
Winter, J. D. (2001). An introduction to igneous and metamorphic petrology 697.
Prentice.
29
Anexos
Anexo A: Composición del sistema residual a cada temperatura de segregación para las composiciones de partida.
Andesita basaltica
Temperatura(°C) SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O TOTAL
820 Fundido 67.17 0.51 12.68 0.22 1.82 0.68 1.10 3.25 5.72 6.85 100.00
Sistema Residual 53.56 1.71 16.68 1.85 7.82 4.91 7.71 3.22 1.62 0.92 100.00
842 Fundido 67.80 0.53 12.79 0.26 1.70 0.85 1.15 3.10 5.99 5.84 100.00
Sistema Residual 52.81 1.77 16.89 1.93 8.15 5.12 8.05 3.22 1.40 0.67 100.00
850 Fundido 68.02 0.47 12.81 0.36 1.68 0.84 1.13 3.08 5.98 5.63 100.00
Sistema Residual 52.01 1.84 17.10 2.02 8.49 5.34 8.42 3.23 1.15 0.41 100.00
855 Fundido 68.01 0.52 12.74 0.31 1.86 0.84 1.13 2.99 6.00 5.60 100.00
Sistema Residual 51.17 1.91 17.33 2.11 8.83 5.58 8.80 3.24 0.90 0.13 100.00
1057 Fundido 59.58 0.57 14.38 1.42 7.46 2.46 4.28 3.65 4.34 1.87 100.00
Sistema Residual 50.72 1.98 17.49 2.14 8.91 5.75 9.04 3.22 0.72 0.04 100.00
1127 Fundido 56.09 0.63 14.05 2.38 10.45 3.16 6.07 3.37 3.23 0.57 100.00
Sistema Residual 50.44 2.05 17.67 2.13 8.83 5.88 9.19 3.21 0.59 0.01 100.00
Andesita Mg#65
Temperatura(°C) SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O TOTAL
850 Fundido 68.15 0.68 12.79 0.21 1.32 0.95 1.14 3.19 5.86 5.72 100.00
Sistema Residual 58.78 0.90 17.66 0.97 3.91 5.02 7.02 3.58 1.44 0.71 100.00
860 Fundido 68.56 0.61 12.79 0.30 1.28 1.02 1.10 3.05 6.05 5.25 100.00
Sistema Residual 58.27 0.92 17.91 1.01 4.05 5.24 7.33 3.61 1.19 0.48 100.00
871 Fundido 68.81 0.60 12.51 0.35 1.26 1.21 1.40 2.78 6.05 5.03 100.00
Sistema Residual 57.71 0.93 18.20 1.04 4.20 5.45 7.64 3.65 0.94 0.24 100.00
30
942 Fundido 69.89 0.58 11.92 0.53 2.08 1.71 2.16 3.06 4.69 3.37 100.00
Sistema Residual 57.07 0.95 18.53 1.07 4.31 5.64 7.93 3.68 0.74 0.07 100.00
1056 Fundido 70.33 0.48 10.75 1.22 3.74 2.69 3.83 2.78 3.17 1.01 100.00
Sistema Residual 56.37 0.98 18.94 1.06 4.34 5.80 8.15 3.73 0.61 0.02 100.00
1102 Fundido 69.95 0.49 10.25 1.62 4.43 3.12 4.67 2.64 2.51 0.31 100.00
Sistema Residual 55.66 1.00 19.39 1.03 4.34 5.94 8.33 3.79 0.51 0.01 100.00
1121 Fundido 69.86 0.52 9.96 1.73 4.74 3.36 5.09 2.61 2.05 0.09 100.00
Sistema Residual 54.91 1.03 19.89 0.99 4.32 6.08 8.50 3.85 0.43 0.00 100.00
1130 Fundido 69.60 0.55 9.85 1.78 4.98 3.49 5.34 2.64 1.73 0.03 100.00
Sistema Residual 54.14 1.05 20.42 0.95 4.28 6.21 8.66 3.91 0.36 0.00 100.00
Dacita
Temperatura(°C) SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O H2O TOTAL
835 Fundido 67.58 0.31 12.94 0.37 1.89 0.74 1.10 3.26 6.02 5.80 100.00
Sistema Residual 65.74 0.60 16.28 0.92 3.84 1.86 4.38 3.87 2.00 0.52 100.00
848 Fundido 68.08 0.36 12.89 0.41 1.83 0.82 1.11 3.20 5.96 5.35 100.00
Sistema Residual 65.62 0.61 16.46 0.95 3.94 1.91 4.55 3.90 1.79 0.26 100.00
892 Fundido 68.59 0.32 12.99 0.50 2.28 0.91 1.40 2.77 6.51 3.73 100.00
Sistema Residual 65.46 0.63 16.64 0.97 4.03 1.97 4.72 3.96 1.54 0.08 100.00
1017 Fundido 69.34 0.33 12.05 0.98 4.58 1.47 2.47 2.62 5.05 1.12 100.00
Sistema Residual 65.26 0.65 16.88 0.97 4.00 1.99 4.84 4.03 1.35 0.02 100.00
1069 Fundido 68.71 0.37 11.71 1.29 5.98 1.78 2.98 2.54 4.32 0.34 100.00
Sistema Residual 65.08 0.66 17.15 0.96 3.90 2.00 4.93 4.11 1.20 0.01 100.00
1089 Fundido 68.58 0.40 11.56 1.36 6.66 1.87 3.04 2.54 3.89 0.11 100.00
Sistema Residual 64.89 0.67 17.45 0.94 3.75 2.01 5.03 4.20 1.06 0.00 100.00
1099 Fundido 68.09 0.39 11.54 1.41 7.33 1.92 3.18 2.58 3.52 0.03 100.00
Sistema Residual 64.72 0.69 17.76 0.91 3.56 2.01 5.13 4.28 0.93 0.00 100.00
31
1105 Fundido 67.11 0.44 11.76 1.51 7.95 1.99 3.28 2.67 3.28 0.01 100.00
Sistema Residual 64.60 0.70 18.08 0.88 3.33 2.02 5.23 4.37 0.80 0.00 100.00
1112 Fundido 67.86 0.46 11.53 1.41 7.90 2.05 3.17 2.71 2.91 0.00 100.00
Sistema Residual 64.43 0.72 18.42 0.85 3.09 2.01 5.34 4.45 0.69 0.00 100.00
1126 Fundido 68.66 0.53 12.00 1.34 6.41 2.46 3.07 2.89 2.64 0.00 100.00
Sistema Residual 64.20 0.72 18.76 0.83 2.92 1.99 5.46 4.54 0.59 0.00 100.00