165 ALEJANDRO TOSELLICapitulo 9Petrologa qumica II: elementos trazas e istoposIntroduccinLoselementostrazasylosistopostienenungrannmerodeusosenlasciencias geolgicas.\ahemosistoqueloselementosmayorespuedenserusadosparaclasicar alasrocasypermitenformularhiptesissobreelorigenyevolucindelossistemas magmticos.Loselementostrazassonincorporadosselectivamenteenlasdiferentes fases y se incorporan o excluyen con gran selectividad, por lo que son muy sensibles a los procesosdefraccionamiento.Comoresultado,elorigendelossistemasfundidosylos procesos eolutios, pueden ser bien denidos utilizando a los elementos trazas, los que son clasicados en base a su comportamiento geoqumico. Lntre los elementos mas utilizados en petrologa estan los metales de transicin ,Sc, 1i, V, Cr, Mn, Co, Ni, Cu, Zn,. Los lantanidos, denominados elementos de tierras raras ,Ce, Pr, Nd, Pm, Sm, Lu, Gd, 1b, Dy, Io, Lr, 1m, \b, Lu,, como as tambin Rb, Sr, \, Zr, Nb, Ca, Ba, I, 1a, Pb, 1h y U.Aunqueloselementostrazas,raccionansobrelabasedelaanidadqumicadelas diferentes fases, los istopos de cualquier elementos particular pueden fraccionarse slo en base a dierencias de masa. La distribucin isotpica puede tambin resultar del decaimiento radiactiodeelementosquequmicamenteseraccionantempranamenteypermiten interpretar la historia del sistema rocoso.Distribucin de los ElementosLos dierentes elementos tienen distintas anidades por sitios cristalogracos especcos enlosmineralesuotrosambientessico-qumicosenloscualesresiden.Porejemplo,el Ktiendeaconcentrarseenlosundidostardos,mientrasqueelMgseconcentraenlos minerales que se forman tempranamente durante la cristalizacin de un fundido.Un clasicacin clasica de los elementos los diide en: siderlos ,ases preerentemente enestadometaliconatio,,calclos,asespreerentementecomosuluros,ylitlos ,preerentemente en las ases silicaticas,. Goldschmidt ,193, enunci algunas reglas simples sobre las anidades de los elementos trazas, basados en el radio ionico y las alencias:1. Dos iones con el mismo radio y alencia, deben entrar en solucin slida en cantidades proporcionales a sus concentraciones. Usando esta regla, se puede predecir la anidad general de algunos elementos trazas por analoga con elementos mayores con similar carga y radio. Lste tipo de sustitucin es llamada camunaje. Por ejemplo, el Rb puede esperarse se comporte como el K y concentrarse en los feldespatos potsicos, micas y fundidos evolucionados. El Ni, puede comportarse como el Mg y concentrarse en el oliino y otros minerales macos que se forman tempranamente.2.Sidosionestienenradiosimilarylamismaalencia,elinmaspequenoes preerentemente incorporado en el slido, antes que en el lquido. Dado que el Mg es mas pequeno que el le, tiene preerencia por el slido, mas que con el lquido. Lsto se demuestra comparando la relacin Mg,le en el oliino ersus el lquido en el sistema lo-la ,lig. 9-1,.Miscelanea 18: 165-186Llementos basicos de petrologa gnea 1ucuman, 2010 -ISSN 1514 - 4836 - ISSN on-lineISSN 1668 - 3242 PETROLOGA QUMICA II: ELEMENTOS TRAZAS E ISTOPOS 1663. Si dos iones tienen radio similar pero dierente alencia, el in con carga mayor es mas rapidamenteincorporadodentrodelslidoencomparacinconellquido.AselCr-3y 1i-4, tienen preerencia por el slido, mas que por el lquido.LstaaproximacinsimplistadeGoldschmidt,tieneexcepciones.Lasustitucindeun elementostrazaporunelementomayorrequierenosloradioyvalenciasimilares,sino tambin electronegatiidad, un actor que aecta las caractersticas de los enlaces de los iones minerales. La anidad real de un in esta aectada por la conguracin electrnica.Practicamentetodosloselementossedistribuyenirregularmenteentredosases.Lste eectoesconocidocomoraccionamientoqumico.PorejemplolarelacinCa,Naes siempre mayor en las plagioclasas que en el fundido con el cual coexisten y la relacin Mg/le es siempre mayor en el oliino que en el undido. Cuando se aplica la termodinamica al equilibrio mineral de manera cuantitativa, se podr ver que la distribucin de un elemento entre dos ases en equilibrio a 1 y P particulares y en un rango de composicin jado, puede ser expresado usando la constante de equilibrio K.Fig. 9-1. Sistema lorsterita-layalita.Si la reaccin es de intercambio de algn componente i, entre dos ases, tales como un slido y un lquido:i,lquido,=i,slido,Se puede denir la constante de distribucin KD como:KD = Xislido/ Xilquido ,9-2,Donde Xi es la raccin molar del componente i en la ase slida o lquida. Cuando las concentraciones de los componentes estn relativamente diluidas,KD = CS/CL ,9-3,Donde CS y CL son las concentraciones de los elementos trazas en el slido y en el lquido respectiamente,enppmoenpeso,.KDaunqueesdeterminadoempricamenteylas ecuaciones,9-2y9-3,simplementeestablecenlastendenciasdeloscomponentesquese distribuyen entre las fases que coexisten en equilibrio.Cuando nos reerimos a elementos trazas, el coeciente de distribucin o FRHFLHQWH GH 16 ALEJANDRO TOSELLIparticin se lo suele denominar D en lugar de KD. Los coecientes de la 1abla 9-1, deben serconsideradoscomoaproximaciones,porquearanconlatemperatura,conlapresin ,menos,ylacomposicindelundido,considerablementedesdelosundidosbasalticosa los riolticos,.Loselementostrazasincompatiblesseconcentranmsenelfundidoqueenelslido. Elementos trazas compatibles se concentran en el slido, que por supuesto depende de los mineralesinvolucrados,peroquecomnmenteseestandarizanalosmineralesdelmanto ,oliino, piroxenas y granate,. A los elementos mayores le y Mg se los considera compatibles, mientras que K y Na seran incompatibles. Los elementos incompatibles son subdiididos en dos subgrupos segn la relacin alencia a radio inico. Los mas pequenos y con mayor carga high eld strenght` ,IlS,, incluyen a las tierras raras, 1h, U, Ce, Pb4-, Zr, I, 1i, Nb y 1a. Los de baja carga large ion lithophile` ,LIL, que incluye a: K, Rb, Cs, Ba, Pb2-, Sr, Lu2-, son considerados mas miles, particularmente en presencia de ases nuidas. Los elementos pequenos de baja alencia, son generalmente compatibles, incluyendo a los elementos trazas Ni, Cr, Cu, \, Ru, Rh, Pd, Os, Ir, Pt, Au.Paraunaroca,sepuededeterminarloscoecientesdedistribucinparacualquier elemento i calculando la contribucin para cada mineral que integra a la misma. El resultado es denominado coeciente de distribucin global` ,Di, y es denido por la ecuacin:Di ~ \ADAi ,9-4, Donde\AeslaraccinenpesodelmineralAenlaroca,yDAi eselcoecientede distribucin del elemento i en el mineral A. Por ejemplo si tomamos una lherzolita granatera, con 60 de oliino, 25 de ortopiroxeno, 10 clinopiroxena y 5 de granate ,en peso,, el coeciente de distribucin global para el Lrbio ,Lr,, usando los datos de la tabla 9-1, es:DEr ~ ,0,60,026, - ,0,250,23, - ,0,100,583, - ,0,054,, ~ 0,366Otros ejemplos para la peridotita son: DRb ~ 0,016, DSr ~ 0,025, DBa ~ 0,008, mientras que las tierras raras son elementos incompatibles para los minerales del manto y se concentran en los undidos, mientras que DNi ~ 10,4 y DCr ~ 6,39, son compatibles y permanecen en el residuo slido de la peridotita.Tabla 9-1. Coecientes de particin ,CS,CL, de elementos trazas de rocas basalticas y andesticas. La cristalizacin raccionada de magmas basalticos incrementa el enriquecimiento de Rb, Ba y otros elementos incompatibles en los lquidos tardos, mientras que el Ni, Cr y otros elementos compatibles son selectivamente removidos por los cristales de olivino y piroxenos, formados tempranamente.PETROLOGA QUMICA II: ELEMENTOS TRAZAS E ISTOPOS 168Modelos de procesos solido-fundidoBAO DE FUSINCorresponde al modelo ms simple y el fundido permanece en equilibrio con el slido, hasta algn punto que alcance una cantidad crtica y comienza a moerse hacia arriba como sistema independiente. Shaw ,190, deri la siguiente ecuacin:CL/C0 ~ 1,Di,1- l, - lBano de usin,9-5,DondeC0eslaconcentracindelelementotrazaenlaasociacinoriginalantesdel comienzodelausin,CLeslaconcentracinenlquidoyleslaraccinenpesodel undido producido` |~undido,,undido-roca,|. La lig. 9-2 muestra la ariacin de CL/C0 con l para distintos alores de Di, usando la ecuacin 9-5. Muchos petrlogos consideran que alores de l 0,4 son distintos en el manto, porque grandes cantidades de undido se separaran antes de que esos alores puedan ser alcanzados.CuandoDi~1,pordenicinnohayraccionamientoylaconcentracindelos elementos trazas en cuestin son iguales en el lquido y en la uente ,er lnea horizontal en lig. 9-2,. La concentracin de los elementos trazas en el lquido ara mas con Di se desa progresiamente desde 1. Lsto es particularmente cierto para pequenos alores de l ,bajo grado de usin parcial, y para elementos altamente incompatibles ,Di 1,. 1ales elementos incompatibles se uelen altamente concentrados en la pequena raccin inicial de undido que se produce por fusin parcial y posteriormente se van diluyendo con el incremento de l. Naturalmente cuando l se aproxima a 1, la concentracin de cada elemento traza en el lquido debe ser idntico al de la roca uente, porque toda la roca uente se ha undido. Lsto puede erse en la ecuacin ,9-5,, por aproximacin de l a 1, dicha ecuacin se uele:CL/C0 ~ 1para l1,9-6 A,Por otra parte, como l se aproxima a cero, la ecuacin se reduce a:CL/C0 ~ 1,Dipara l 0,9-6 B,As si se conoce la concentracin de un elemento traza en el magma ,CL) derivado de un pequeno desarrollo de bano de usin y si se conoce Di, se puede usar la ecuacin ,9-6B, para estimar la concentracin del elemento en la regin uente ,C0). Esto provee informacin aliosaparacaracterizarlareginuentedelosmagmasnaturales.Notarenlalig.9-2el amplio rango de concentraciones de elementos trazas altamente incompatibles. La ecuacin ,9-6, muestra que ese rango no podra exceder 1,Di.Para elementos muy incompatibles, como cuando el coeciente de distribucin ,Di, se aproxima a cero, la ecuacin ,9-5, se reduce a:CL/C0 ~ 1,l para Di0 ,9-,Estoimplicaquesiseconocelaconcentracindeunelementomuyincompatibleen elmagmayenlarocafuente,sepuededeterminarlafraccindefusinparcialqueseha producido. Esta es una razn por las que los elementos trazas son usados para evaluar los procesos de fusin.La experiencia con sistemas experimentales ternarios habla de una relacin poco realista entre los minerales en el residuo slido que permanece constante a tras de los procesos de usin. Mas bien se debera esperar que las relaciones cambien con el progreso de la usin y de la secuencia de minerales que se forman y que son consumidos, hasta que la fusin es completa. Aplicando la ecuacin ,9-5, la distribucin con el undido con el incremento de l, para cada incremento con dierente mineraloga o relacin mineral, da un alor Di dierente, que se denomina incremento del bano de usin. Si los incrementos son pequenos, se pueden calcularrpidamente,perosilosincrementossoncontinuos,sehacenecesarioelusode 169 ALEJANDRO TOSELLIprogramasdecomputacin.Lasligs.9-2y9-3muestranqueelmodeloesmassensible paraDiparabajosaloresdel,asquesehacemuyimportantetrabajarconpequenos incrementos en esta area. Lncima de l ~ 0,4, el incremento necesita ser namente ajustado, ya que el bano de usin tiene menor rango de ariacin.Fraccionamiento RayleighEsteesunsegundomodeloparaelfraccionamientocristalino,sitodoslosminerales queseormanpermanecenenequilibrioconelundido,laecuacin,9-5,esaplicable, porquelosprocesosenequilibriosonreersibles.Lanicadierenciaseraqueldebera serproporcionalallquidoremanentedespusdelaextraccinynoslolacantidadde undido ormado. 1al cristalizacin en equilibrio puede no ser probable, excepto tal ez en undidossilcicosaltamenteiscososdondeesimpedidoelasentamientodeloscristales. Ln el otro extremo estara la separacin de cada cristal que se orma. Lste modelo para una cristalizacinraccionadacontinuaenunacamaramagmatica,esllamadalraccionamiento Rayleigh,enhonoraRayleighquedesarrolllaecuacinqueseaplicaaestemodelo.Ln esta situacin los cristales se forman y acumulan, presumiblemente en el piso de la cmara y son remoidos y aislados del lquido, por lo que no pueden reaccionar con l. Usando este modelo, la concentracin de algn elemento en el lquido residual, CL, es:CL/C0 ~ l,Di - 1, lraccionamiento cristalino Rayleigh ,9-8,Donde C0 es ahora la concentracin del elemento en el magma original y l es la raccin del undido remanente despus de la remocin de los cristales que se orman.LaecuacinRayleigh,tambinseaplicaaprocesosdeusin.Unmodelodeusin raccionada perecta o usin raccionada Rayleigh, es:CL/C0 ~ 1,Di ,1 - l,,1,Di - 1, lusin raccionada Rayleigh,9-9,Fig. 9-2. Variacin de la concentracin relatia de un elemento traza en un lquido, ersus la roca uente en uncin de D y de la raccin de undido, usando la ecuacin ,9-5, de equilibrio para un bano de usin. lig. 9-3. Cambios en las concentraciones de Rb y Sr en un undido deriado de un bano de usin progresio de una roca basaltica constituida por plagioclasa, augita y olivino.PETROLOGA QUMICA II: ELEMENTOS TRAZAS E ISTOPOS 10Donde l es la raccin de undido producido. La remocin de cada pequeno incremento, noesconsideradacomoprocesoprobable,porqueseramuydicultosoextraerpequenas cantidades de fundido desde la fuente. Los fundidos iniciales ocupan los espacios intergranulos en una roca y son adsorbidos en la supercie de los granos. Una cantidad crtica de undido es necesaria antes de que el undido pueda ser extrado. Las tierras raras: un grupo especial de elementos trazasLos elementos de las tierras raras ,L1R,, constituyen una serie desde el lantano al lutecio ,nmeros atmicos 5 - 1, y constituyen el Grupo IIIA de la tabla peridica. 1odos ellos tienen propiedades sicas y qumicas similares, lo que los hace comportarcomo una serie coherente,seriedeloslantanidos,.Lllostienenestadodeoxidacin-3ycomoreglasus radiosinicosdecrecencontinuamenteconelincrementodelnmeroatmico,llamada contraccin lantnida). El decrecimiento del radio atmico causa que las tierras raras pesadas estn preerentemente en los slidos que coexisten con los lquidos ,regla 2 de Goldschmidt,. Iay dos excepciones a la alencia -3 de las tierras raras, para alores bajos de ugacidad de oxgeno,O2,,elLupuedeteneralencia-2,Lu2-Lu3-)paraelrangocomndefO2de lossistemasgneos.Ll Eu2-sustituyealCaenlasplagioclasas,peroesdemasiadogrande para hacerlo en los clinopiroxenos, o en otras ases que contienen Ca,. As el DEu-2 para la plagioclasa es notablemente alto para la serie de los L1R. Ll Ce, por su parte, bajo condiciones oxidantes tambin puede tener alencia -4.Lastierrasrarassontratadascomoungrupoyenlosdiagramasseproyectanlas concentraciones sobre el eje y, contra el incremento en el nmero atmico ,eje x,, que da el grado de incremento de compatibilidad de izquierda a derecha ,lig. 9-4,.Para su utilizacin generalmente se las normaliza a Manto Primordial o a Condrito. Los condritossonconsideradoslasmuestrasmenosevolucionadasquederivandelanebulosa solar primordial y se aproximan as, a la composicin temprana de la tierra.Fig. 9-4. A. Normalizacin anortosita y plagioclasas a condrito, con rango de contenidos de L1R en anortositas ,lneas continuas, y de plagioclasas, separadas de las anortositas ,lneas de puntos,. B: Normalizacin de granitos a condrito, con rango de ariacin del contenidos de L1R, con moderada a uerte anomala negatia de Lu. La cura con patrn cncao hacia arriba ,lnea de puntos, ilustra la ariabilidad en el contenido de L1R, en estas rocas. 11 ALEJANDRO TOSELLILos diagramas de tierra raras son comnmente utilizados para analizar la petrognesis de rocas gneas. La pendiente del diagrama de tierras raras puede ser relacionado matematicamente, utilizando la concentracin normalizada de un elemento del lado izquierdo, tal como el La o Ce, dividido por uno del lado derecho, tal como el Yb o el Lu. Este valor se incrementa con la pendiente. Para la relacin ,La,Lu,N, el alor 1,0 es una lnea horizontal y una relacin por debajo de 1,0 indica pendiente positia. Similarmente pueden usarse las relaciones ,La,Sm,N o ,La,Lu,N, para medir el enriquecimiento de tierras raras livianas, mientras que la relacin ,1b,\b,N se usa para las tierras raras pesadas.El procedimiento descrito puede ser usado para modelar cualquier proceso de fusin o de cristalizacin.Una ariacin que se puede hacer con una hoja de calculo, es incluir a la plagioclasa en la roca uente. Los coecientes de distribucin para el Lu en las plagioclasas son para alto contenido de Eu-2. Si se asigna 20 de plagioclasa a la roca uente, se producira una uerte pendiente en el patrn de tierras raras para el Lu, que se conoce como anomala del europio, y que reneja la sustitucin de Ca por Lu. La anomala puede ser tanto negatia como positia, dependiendo si la plagioclasa fue removida o acumulada, respectivamente. La magnitud de la anomala de Lu se expresa, Eu/Eu*, donde Lu es el alor hipottico de Lu si Lu-2 no uecapturadoporlaplagioclasa.LaanomalanegatiadeLuesunbuenindicadorqueel lquido estuo en equilibrio con las plagioclasas, ahora ausentes. Pero no es acil determinar las razones del comportamiento de la plagioclasa en el rea fuente o de la remocin posterior de fenocristales de plagioclasa, desde el fundido.La interpretacin del comportamiento de las tierras raras se vuelve ms complicada en las rocas silcicas, tales como los granitos, donde un nmero de minerales accesorios, tales como, apatito, circn, monacita y allanita, tienen muy altos coecientes de distribucin de tierras raras y que se concentran en ellos, produciendo una innuencia desproporcionada en los patrones de tierras raras.Diagramas spider o multielementosLlusodelanormalizacinacondritodelosL1R,hapermitidolaexpansindela tcnica a un amplio espectro de elementos trazas, llamados diagramas de multi-elementos o diagramas spider. En los diagramas spider, un amplio rango de elementos trazas incompatibles sonnormalizadosoestimadasuabundanciaaunreservorioprimitivo,talcomolatierra primordial. La abundancia absoluta de estos elementos en la 1ierra se aproxima al alor de los condritos, que deben haber sido ms abundantes en el manto primordial, por los efectos de la formacin temprana del ncleo, desde el cual fueron expulsados.En los diagramas spider el orden de los elementos en la abscisa se basa en el incremento de incompatibilidad de derecha a izquierda, tpica para el manto que ha surido usin parcial. Loselementosseleccionadossoncasisiempreincompatiblesdurantelafusinparcialde rocasmacasaintermediasyenprocesosdecristalizacinraccionada.Lasprincipales excepciones son el Sr, que puede ser compatible si hay plagioclasa inolucrada, \ e \b con el granate, y 1i con los xidos de le y 1i.En general los elementos ms incompatibles se sitan sobre el lado izquierdo del spider diagramaydebenenriquecerseenelfundidodurantelafusinparcial,particularmente parabajausin,resultandounapendientenegatia.Cualquiercristalizacinraccionada posterior a la segregacin del magma, incrementar an ms la pendiente. Las pendientes en PETROLOGA QUMICA II: ELEMENTOS TRAZAS E ISTOPOS 12los diagramas spider pueden tambin ser estimados por la relacin entre dos elementos de compatibilidad contrastada, tales como ,Rb,\,N, etc.Losdiagramasspidersonmuynexiblesyunaampliaariedaddeelementosy normalizaciones han sido usadas. La lig. 9-5, ilustra un diagrama spider utilizado por 1aylor yMcLennan,1985,quenormalizagranitoacortezacontinental.LoselementosLILse encuentran delladoizquierdoylosIlSdelladoderecho.Ambosestan ordenadossegn el incremento de incompatibilidad, as los elementos mas incompatibles se encuentran a la izquierda del centro del diagrama. Fig. 9-5. Granito normalizado a corteza continental de 1aylor y McLennan ,1985,, mostrando la incompatibilidad inersa de los elementos LIL y IlS.Por supuesto los diagramas spider tienen un ordenamiento mucho mas heterogneo de los elementos trazas, que el diagrama de las tierras raras y muestran mayor nmero de picos que renejan el dierente comportamiento de los elementos inolucrados. Los elementos LIL particularmente,sonlosmasmiles,enlasasesnuidasricasenagua,mientrasqueel comportamiento de los elementos IlS, estan mucho mas controlados por la composicin delareginfuenteyporlosprocesosdefraccionamientomineral/fundido,durantela eolucin magmatica. Altos contenidos de Rb y Ba ,los elementos mas miles, puede sugerir metasomatismo o contaminacin por componentes corticales, porque los componentes LIL pueden ser acilmente extrados del manto y concentrados en la corteza continental. Algunos elementos pueden tener uerte innuencia sobre minerales particulares, tales como Zr sobre circn, P en el apatito, Sr en la plagioclasa, 1i, Nb y 1a en la ilmenita, rutilo y titanita. Si rocas de una proincia petrogentica particular exhiben patrones similares de picos y depresiones, esto sugiere que hay parentescos, procesos, o contaminantes, comunes.Aplicacin de los elementos trazas a sistemas gneosEl uso ms simple de los elementos trazas es en los diagramas de variacin, en la misma orma que se hace con los elementos mayores. Como ya se mencion los altos coecientes de 13 ALEJANDRO TOSELLIdistribucin de muchos elementos trazas resultan en gran variacin durante la fusin parcial o en la cristalizacin fraccionada. Esto permite su utilizacin para determinar los procesos que habran actuado y su intensidad.Unusocomndeloselementostrazaseslaidenticacindelarocauenteodela participacindeunmineralparticularenlosprocesosdefusinparcialocristalizacin raccionada. Por ejemplo, las tierras raras son utilizadas para distinguir entre uentes de alta y baja presin, o si los undidos son deriados del manto. Ln la corteza continental prounda, y a proundidades de 0 km en el manto, el granate y piroxeno son ases importantes y durante la generacin de undidos parciales de 15 - 20, permanecen como residuos slidos. Como resultado y debido a la presencia de granate, la distribucin de los coecientes de distribucin global seran mas altos para los L1RP ,elementos tierras raras pesadas, y cuando el undido parcial es de 10 estaran deprimidas las L1RP ,con uerte pendiente negatia en el diagrama de L1R,. La razn de la pendiente en el diagrama de L1R es tambin uncin de l ,raccin de undido generado, que esta en concordancia con las dierencias de depresin de las L1RP para el granate y el enriquecimiento en L1RL ,elementos de tierras raras liianas,, debido a la baja usin parcial. La extraccin por el granate, tpicamente imparte una pendiente negatia a las L1RP, mientras, que el enriquecimiento en LRLL se da para bajas racciones de undido l, que dan pequenas ariaciones de las L1RP. A proundidades someras, menores a 40 km, la plagioclasa es una ase importante que puede ser detectada por la anomala de Lu en el undido. As las ormas de lospatrones de L1R de algunos basaltos deriados del manto, pueden dar importante informacin sobre la profundidad de origen.La concentracin de un elemento mayor en una ase ,mineral o undido, normalmente esta buereado por el sistema, de manera que pequenas ariaciones en una ase, tiene las mismas ariaciones en el sistema. Por ejemplo, en el sistema oliino ,lo-la,, se puede decir que dos ases, oliino y lquido, coexisten a 1445C. Si la relacin Mg,le del sistema se incrementa del 20 al 50, esto no aectara la composicin de cada ase, porque la composicin de ellas esta jada por la temperatura, como lo predice la regla de las ases. Slo la relacin slido a lquido cambiar. En marcado contraste el comportamiento de las concentraciones de los elementos trazas, por la ley de Ienry, dice que la actiidad ara directamente con la concentracin en el sistema. As la concentracin de Ni en todas las ases del sistema sera doble, si el contenido en Ni es el doble. Lsto no signica que el contenido en Ni sea igual en todas las ases, porque los elementos trazas fraccionan y la concentracin en cada fase variar en proporcin a la concentracin que se encuentre en el sistema. Si por ejemplo la concentracin de Ni en el oliinoes de 200ppm,y 0 ppm en la orto-piroxena, doblandolacantidaden el sistema, resultaran en 400 y 140 ppm, respectiamente.Larazndeestaproporcionalidad,esquelarelacindeloselementostrazasson comnmentesuperioresalaconcentracindeunelementoenlaidenticacindelrolde un mineral especco. Por ejemplo en el caso del granate, la relacin entre \b de las L1RP diidido por el La de las L1RL, debera ser un buen indicador de la pendiente del diagrama. Losaloresabsolutos,tantode\bcomodeLa,deberanariarporeectodelgranate, perotambinaransobretodoporlaconcentracindeL1Renlauenteyesimposible distinguir entre estos dos efectos en una muestra de roca sobre la base de determinar slo las concentraciones de La e \b. Los bajos alores de \b en las rocas olcanicas puede resultar tanto del contenido de granate en la fuente que provee el Yb, o simplemente la fuente tuvo bajocontenidodeL1R.PorqueelLae\bdeberantenercomportamientossimilares, excepto con respecto al granate, en que la baja relacin La,\b reneja mejor la innuencia del granate. Asimismo la relacin del Lu con el Sm adyacente debera indicar la anomala de Lu PETROLOGA QUMICA II: ELEMENTOS TRAZAS E ISTOPOS 14y as la participacin de la plagioclasa.Comoejemplopractico,larelacinK,Rbhasidousadaparaindicarlaimportancia delanbolenunarocauenteultramaca,talcomounaperidotitahornblndica.Lnlas asociacionesmacaslaasociacinKyRbsecomportandemanerasimilarysurelacin debera ser casi constante. Oliino y piroxeno contienen muy poco de estos elementos, as que su contribucin a los coecientes de distribucin global es insignicante. Casi todo el K y Rb debe entonces residir en los anboles, el cual tiene un D de 1,0 para el K, y de 0,3 para el Rb. Ln razn que en el anbol el DRb es menor que el DK, la fusin de una asociacin quecontienehornblenda,resultaeneldecrecimientodelarelacinK,Rbenelundido, en relacin a la roca original. Otros actores juegan igualmente, como el magma producido por usin parcial de una uente que contiene anbol podra tener mas baja relacin K,Rb, que el de un magma deriado desde una uente sin anbol. Naturalmente altos contenidos absolutos de K o Rb tambin indican una uente conteniendo anbol, pero tambin pueden innuir otras causas, tales como nogopita o nuidos enriquecidos en alcalis. La relacin es mas indicatia del anbol porque de los dierentes alores para D, estos son particulares de este mineral. De la cristalizacin raccionada desde un anbol, podra resultar la baja relacin K,Rb en el lquido eolucionado.OtroejemploinolucraalparincompatibleSryBa.Lstoselementosincompatibles tiendenaserenriquecidosenlosprimerosproductosdeusinparcialoenloslquidos residuales que siguen a la cristalizacin fraccionada. El efecto es selectivo, de acuerdo a las ases minerales inolucradas en el sistema. Ll Sr es excluido de la mayora de los minerales comunes,exceptodelasplagioclasasyelBaestambinexcluidodetodosexceptodel eldespato alcalino. La relacin Ba,Sr tiende as a incrementarse con la cristalizacin de la plagioclasa o puede decrecer cuando la ortosa comienza a cristalizar.Otro ejemplo del uso de relaciones de elementos compatibles, es el Ni, que se racciona uertemente con el oliino, y es menor en el piroxeno. Cr y Sc, por otra parte, entran poco en el oliino, pero se raccionan uertemente en las piroxenas. Las relaciones de Ni a Cr o Sc, proveen un camino para distinguir los efectos del olivino y de la augita en la fusin parcial o en una suite de rocas producidas por cristalizacin fraccionada.Tabla 9-6. Bree resumen de algunos elementos trazas utilizados en petrologa gnea. Segn Green ,1980,.15 ALEJANDRO TOSELLIEn todos los casos que se utilizan estas relaciones, la idea es encontrar un mineral con unparnicodeelementosparaloscualeshayaunalorrelatiamentealtodeDparaun elemento y un alor relatiamente bajo de D para el otro. La relacin entre estos elementos es entonces sensitiva al fraccionamiento liquido/cristal asociada con un mineral particular.Iay una mirada de aplicaciones de elementos trazas a petrologa, incluyendo algunos que no son especcos de un mineral. Por ejemplo, la relacin de dos elementos trazas altamente incompatiblesdeberaserigualatrasdetodaunaseriedemagmasdesarrolladosdesde un centro volcnico por cristalizacin fraccionada, porque los minerales que cristalizan los remueen muy poco. Si las rocas olcanicas proienen desde distintos magmas o uentes, las relaciones esperadas deberan ser mas ariables.La 1abla 9-6 es una sntesis de Green ,1980, de algunos importantes elementos trazas usado como trazadores petrogenticos procurando identicar a los minerales inolucrados enladiferenciacinoenlafusinparcial,siendoconvenientesuutilizacinendiagramas devariacin,paraunasuitederocasrelacionadas,conunrangodecomposicionesyen un rea determinada. El decrecimiento de estos elementos en una serie de rocas implica el fraccionamiento de una fase en la cual se encontraba concentrado. Altas concentraciones de elementos trazas en un magma madre puede renejar las altas concentraciones del elemento en la roca uente, que ayuda a restringir la mineraloga de dichas rocas.Criterios geoqumicos para discriminar entre ambientes tectnicosAlgunos patrones de elementos trazas que se reconocen para las rocas gneas muestran tendenciasorelacionesdistintiasquesecorrelacionanempricamenteconambientes tectnicosparticulares,talescomodorsalesmedio-oceanicas,islasoceanicas,zonasde subduccin, etc. Por supuesto los ejemplos modernos son rapidamente caracterizados en base Fig.9-6.Algunosdiagramasutilizados,utilizandodistintosparmetros,parainferirvulcanitasdeambientes tectnicos antiguos. A: Mullen ,1983,. B: Pearce y Cann ,193,. C: Pearce y Norry ,199,. PETROLOGA QUMICA II: ELEMENTOS TRAZAS E ISTOPOS 16a criterios de campo y de localizacin, pero las caractersticas qumicas pueden ser aplicadas a rocas gneas mas antiguas, las cuales pueden estar deormadas, alladas, desplazadas y aisladas de su ambiente original.La lig. 9-6 muestra algunos ejemplos de uso de las relaciones de algunos elementos trazas y menores para indicar la uente original de rocas olcanicas macas que ahora se encuentran en terrenos metamorzados en acies de esquistos erdes o anbolitas y que su uente no es claramente identicable. Si se analizan los terrenos integrados por rocas antiguas deormadas, se pueden proyectar en distintos diagramas para poder inferir su ambiente tectnico original.Lstas tcnicas qumicas que son estrictamente empricas, son usadas extensamente como soporte, para interpretar la historia de rocas gneas antiguas. Ll uso de los resultados son a eces ambiguos por la gran cantidad de ariables inolucradas: la roca uente, la extensin de la fusin parcial, la cristalizacin fraccionada, la mezcla de magmas, la asimilacin de la roca de caja y los eectos del metamorsmo posterior. Aunque los eectos del metamorsmo puedenserminimizadoseligiendoelementos trazasconsideradoscomoinmvilesdurante el metamorsmo ,tales como 1i, Cr, Zr, I, \,. Los eectos de la cristalizacin raccionada, asimilacinymezclademagmaspuedenserminimizadosenlasrocasvolcnicas,porla aplicacin de dichas tcnicas.Las rocas se pueden proyectar en dierentes campos en dierentes diagramas, dejando a los investigadores decidir la validez de las aproximaciones. Los diferentes ambientes tectnicos, tienen signaturas geoqumicas distintias, lo cual sugiere que la cuidadosa aplicacin de estas tcnicas, apoya la inormacin de campo.Istopos Los istopos se diiden en estables y radiognicos. Los istopos estables comprenden al oxgeno, hidrgeno, carbono y azure, como as tambin 204Pb, 86Sr, 144Nd, 39K, 41K.Los istopos radiognicos incluyen:40K, 8Rb, 14Sm, 2321h, 235U, 238U, 16Lu, 18Re, 143Nd, 8Sr, 206Pb, 20Pb, 208Pb, 40Ar, 40Ca. Los sistemas geocronolgicos tienen distintas temperaturas de cierre, por lo que de acuerdo con las observaciones se aplican en cada caso.LosistoposradiactiosdeK,Rb,Sm,Uy1hsonmuyimportantesparaestablecer lacronologadeloseentosmagmaticos.Lstosistoposjuntoalosestables,sondegran importancia como trazadores petrogenticos en la ealuacin de la eolucin de los magmas.Losistoposdeunelemento,sontomoscuyoncleocontieneelmismonmerode protones pero dierente nmero de neutrones. Los dierentes istopos nos dan una isin de: 1, las edades de las rocas o minerales, 2, las temperaturas a las que los minerales cristalizan en equilibrio, 3, la uente de la roca magmatica o metamrca, y 4, procesos que actan en el cuerpo de roca durante su historia.Ln petrologa, los istopos de oxgeno, rubidio, estroncio, plomo, uranio, torio, samario y neodimio, entre otros usos tienen signicado especial en petrologa. Los istopos de oxgeno sondegranalorcomogeotermmetros,ylosistoposdeoxgeno,estroncio,plomoy neodimiosontrazadoresisotpicosoindicanlasfuentesdelmaterialqueconstituyenun cuerpo de roca.Istopos de OxgenoLloxgenotienetresistoposestables,nosujetosadecaimientoradiactio,cuya 1 ALEJANDRO TOSELLIabundancia en el agua de mar es:16O 99,561O0,03918O0,205Variaciones importantes en abundancia de estos istopos tienen lugar en aguas naturales, rocas y minerales. La manera conencional de expresar la composicin isotpica es rerindola a la relacin 18O,16O del estandar del agua oceanica promedio, 18O,16O SMO\18O,16O ~ |,18O,16O,,,18O,16OSMO\ ,- 1| 1000 ,9-1,Ll alor esta expresado en partes por mil. Ll agua meterica esta enriquecida en 16O en relacin al 18O y as tiene alores negatios ,18O,16O del agua 18O,16O SMO\). Las rocas generalmente tienen alores positios.Las ariaciones en las abundancias en istopos de oxgeno estan causadas por mecanismos defraccionamiento,dondeunistopoespreferencialmenteincorporadoenunmineral con respecto aotro. Comolapresinde vapor, olatendencia aescapar de un istopoes inversamente proporcional a su masa, durante la evaporacin del agua de mar a la atmsfera, esta agua se enriquece en el istopo ms liviano 16O. Ll raccionamiento de istopos liianos talescomoeloxgeno,dependedelatemperatura,peroesinsensiblealapresin.Lnun sistema en equilibrio, la composicin isotpica de dos ases que coexisten, tales como calcita-agua, cuarzo-agua o cuarzo-eldespato, es uncin de la temperatura. Un par de minerales que se forman en equilibrio en la naturaleza, pueden ser usados como geotermmetros.Istopos de Potasio y ArgnEl potasio tiene tres istopos K39, K40 y K41, de los cuales slo el K40 es radiactivo con una ida media de 1250 millones de anos, dando lugar a dos istopos hijos: Ar40 ,por captura de electrones) y Ca40 por decaimiento . Ll mtodo de datacin se utiliza esencialmente para minerales ricos en potasio como biotita y moscovita, ms que para roca total y da buenos resultados en rocas volcnicas. Istopos de Rubidio y EstroncioLl Rb se presenta en la naturaleza con los istopos 86Rb y 8Rb, este ltimo es radiactio y decae a 8Sr por emisin-, con una ida media de 50 Ga. La abundancia relatia presente de los istopos de rubidio es - 2,1 de 86Rb y 2,83 de 8Rb - que es igual en todas las rocas y minerales, indiferente de la edad, indicando que estos istopos pesados estaban mezcladosenelorigendelatierraynohanexperimentadofraccionamientodurantelos procesos geolgicos que actuaron sobre ellos.La carga inica y electronegatiidad de los iones Rb y K, es la misma. Ll Rb sustituye al K en las micas y en los feldespatos potsicos. Las rocas y minerales que tienen alto contenido enK,tambintienenaltocontenidoenRb,aunquelarelacinK,Rbnoesuniormeen todas las rocas.La cristalo-qumica del Sr es mas complicada que la del Rb, pero en orma similar al Ca, hace que el Sr se concentre en las plagioclasas calcicas y en el apatito. Los sitios ocupados por el Ca-2 en los piroxenos, pueden ser reemplazados por Sr-2.PETROLOGA QUMICA II: ELEMENTOS TRAZAS E ISTOPOS 18El estroncio tiene cuatro istopos estables, 88Sr, 8Sr, 86Sr y 84Sr, cuyas abundancias relatias son,10:0,:1:0,0,respectiamente.Perocomoel 8Sresproducidoporeldecaimiento radiactivo del 8Rb, su abundancia actual en las rocas no slo depende de la cantidad de 8Sr presente cuando el material se orm, sino tambin de la concentracin de Rb y de la edad. Los materiales ricos en Rb, tales como las micas y eldespatos alcalinos, tendran contenidos importantes de 8Sr, especialmente si ellos son iejos. Como la relaciones isotpicas pueden sermedidasconprecisinmedianteelespectrmetrodemasasylaabundanciade 8Srse expresaporlarelacin 8Sr,86Sr,dondelaabundanciadel 86Sresconstante.Lasrelaciones entrelarelacinactualentre 8Sr,86Srylarelacininicial,8Sr,86Sr,0,cuandolarocaoel mineralseorm,elcontenidodeRbparaunaedaddetanosyparaunaconstantede decaimiento se expresa por la ecuacin:

8Sr,86Sr ~ ,8Sr,86Sr,0 - ,8Rb,86Sr, ,et - 1, ,9-2,donde es de 1,4210-11a-1, para el decaimiento de Rb a Sr. Para alores de t menores que 0,1, et - 1~~ t. As la ecuacin, para edades menores a 0 Ga ,que cubren la mayora de las rocas terrestres, se reduce a:

8Sr,86Sr ~ ,8Sr,86Sr,0 - ,8Rb,86Sr, t,9-3,Lstaesunaecuacinlineardelaormay~a-xb,dondeseproyecta 8Rb,86Srs. 8Sr,86Sr como ilustra la lig. 9-. Ln esta gura, tres lneas rectas ,iscronas, representan tres edades dierentes: t0, t1 y t2. Consideremos primero la lnea horizontal t0. Los tres puntos, a, b y c, representan los anlisis de 8Sr,86Sr y 8Rb,86Sr de tres minerales de una misma roca, o tres rocas cogenticas con dierentes concentraciones de Rb y Sr. Como los istopos de Sr no se raccionan, los alores de las tres muestras deben ser similares en el momento de separacin desde el manto y su cristalizacin, por lo que la lnea une a los tres puntos indica elcomienzodelacristalizacindelosmineralesorocas,independientementedelsistema isotpico. Fig. 9-7. Diagrama de iscrona Rb,Sr mostrando la eolucin isotpica en un perodo de tiempo, de tres rocas o minerales ,a, b y c,, con dierentes relaciones Rb,Sr despus de su deriacin desde una uente homognea para un tiempo t0.Continuandot0,el 8Rbdecadamuestracontinuamenteestatransormandoseen 8Sr, asel 8Rbadecreciendoalmismotiempoqueel 8Sraaumentando,ascadapuntoa eolucionando como indican las nechas, hasta los puntos a1, b1 y c1, al tiempo t1. Como la relacindedecaimientoradiactivoessimilarparatodos,lostrespuntoscontinansiendo colineares, deniendo una nuea lnea o iscrona, con pendiente positia. 1al iscrona nos 19 ALEJANDRO TOSELLIda dos inormaciones, la primera ,ecuacin 9-3, nos dice que la pendiente es igual a t y para cualquier alor conocido de puede ser calculada la edad de la roca para el tiempo t1 ,t1 - t0,. Segundo la lnea que une los tres puntos para t1 puede ser extrapolada a cero de 8Rb. Naturalmente, si 8Rb ~ 0, no se podra haber creado nueo 8Sr, as que la relacin 8Sr,86Sr delastresrocasseinterceptanenelorigeno,8Sr,86Sr,0,queindicaeltiempoenquese empez a separar fundido desde una fuente slida. Lo mismo se deduce para un tiempo t2.La relacin se mide de los minerales separados de una roca, o sobre un grupo de rocas genticamente relacionadas, que correspondera a un sistema cerrado para t ~ 0, la lnea que denen los puntos se denomina iscrona. La intercepcin de la iscrona con el eje y es la relacin inicial ,8Sr,86Sr,0, y la pendiente de la lnea determina la edad para la constante de decaimiento t. Ln razn de la larga ida media del 8Rb, la medicin de la relacin 8Sr,86Sr presente, por medio del espectrmetro de masas, en muestras de slo pocos millones anos, muestran todas esencialmente la misma relacin inicial.Fig. 9-8. Lstimacin de la eolucin de los istopos de Rb y Sr en el manto superior de la 1ierra, asumiendo un evento de fusin a gran escala que produzca los continentes de tipo granitoide.Larelacininicial,8Sr,86Sr,0sirecomoimportantetrazadorgentico.Losmagmas deriadosporusinparcialdeunarocauentetienenaltarelacinRb,Sr,omateriales contaminados, tales como ieja corteza continental, lo cual llea en orma inherente una alta relacin inicial. Cuando la roca uente es el manto peridottico, la relacin Rb,Sr es baja y los magmas deriados tendran baja relacin inicial.Lnlalig.9-8,muestraquedespusdelorigendelatierra,hace4,6Gayasumiendo una composicin original correspondiente a un meteorito condrtico, el manto peridottico superior y la corteza grantica continental han experimentado un incremento en la relacin 8Sr,86Sr debido al lento decaimiento del 8Rb. Las relaciones corticales, se han incrementado en orma importante en razn de la relacin Rb,Sr. Ll modelo asume que la corteza grantica ha sido derivada del manto durante la mayor parte de la historia geolgica de la tierra y que segmentosdelaiejacortezaahoratienenaltarelacin 8Sr,86Sr.Losmagmasderiados del manto tienen relaciones generalmente 0,06, mientras que los deriados por usin o asimilacin de corteza continental tienen relaciones 0,06.Ll manto peridottico y los basaltos oceanicos deriados por usin parcial, son muy bajos en K y elementos asociados, por lo que tienen baja relacin 8Sr,86Sr de 0,01 a 0,05, que son prximos al alor primitio de los meteoritos de 0,698, los que no estaran modicados. PETROLOGA QUMICA II: ELEMENTOS TRAZAS E ISTOPOS 180Los basaltos jenes, muestran baja relacin 8Sr,86Sr, en estrecha relacin con los alores del manto. Los basaltos continentales derivados del manto, sufren contaminacin y pueden tener relaciones iniciales 8Sr,86Sr mas altas.Lasrocasgranticasormadasenlacortezacontinental,tienenlarelacin 8Sr,86Sr delbasamento.Lstosgranitostienenrelacionesbajasde 8Sr,86Sr,0,05-0,08,yseran deriados del manto, o de la base de la corteza. Por otra parte, los magmas granticos pueden formarseenlacorteza,porfusinparcialdemetasedimentosconrelaciones 8Sr,86Srde 0,035 a 0,103.Las rocas andesticas o basalticas ricas en alcalis tienen relaciones intermedias 8Sr,86Sr, de 0,05 a 0,10 y se habran ormado por contaminacin en la corteza, que es alta en K, del magma basaltico bajo en K ,y por lo tanto bajo en Rb,.Los gabros alcalinos, sienitas alcalinas y carbonatitas asociadas, tienen baja a moderadas relaciones 8Sr,86Sr, indicando deriacin desde el manto.Aunquelasrelaciones 8Sr,86Sr,sonunapoderosaherramientaenlainterpretacinde la historia de las rocas gneas, mas que una interpretacin, seran datos isotpicos aptos. Ln todas las instancias, los datos isotpicos deben ser compatibles con los datos petrolgicos y geolgicos.Istopos de Samario y NeodimioIayariosistoposdeestastierrasrarasliianas,perounodelosmasreleantesen geocronologa y en petrologa es el 14Sm, que decae a 143Nd, por emisin alfa, con una vida mediade106Ga.Laabundanciadelosproductoshijosserelacionaalarelacinconel istopo estable 144Nd, por la relacin 143Nd/144Nd. Fig.9-9.IscronaSm,NdsobrerocatotaldeolcanitasultramacasylsicasdelGrupoOnerwachtdeSud Arica. Ldad calculada de 3,54 Ga-,- 30 Ma. ,Iamilton et al. 199,.Ll sistema isotpico Sm,Nd es similar al de Rb,Sr. Lllos son istopos incompatibles y tienden,depreferencia,afraccionarseenlosfundidos.EnraznqueelNdtienenmero atmico mas bajo y es de mayor tamano que el Sm, tiende a concentrarse algo mas en los lquidos,queelSm.ComoresultadolarelacinSm,Nddecreceenlosundidosparciales 181 ALEJANDRO TOSELLI,encomparacinconlauente,,oenloslquidostardosseproduceunacristalizacin fraccionada progresiva.El 14Sm 143Nd por emisin ala, por: ~ 6,54 x 10-12 a-1. Una iscrona de decaimiento radiactivo, se deriva con referencia al istopo 144Nd, que no es radiactio: 143Nd/144Nd ~ ,143Nd/144Nd)0 - ,14Sm,144Nd, t ,9-4,La aproximacin de t para ,e-t - 1, es buena para edades menores a 1,5 x 1012 anos. LamedicindelosistoposdeSmyNd,eslaboriosaporlospequenosaloresqueson utilizados, tales como para la relacin 143Nd/144Nd es de 0,510 a 0,512, lo que hace que en las rocas las relaciones Sm,Nd sean de 0,1 a 2,0 ,comparar con las relaciones Rb,Sr que son de 0,005 a 3,0,. Lalig.9-9esunejemplodeiscronaSm-Ndparaanalisissobrerocatotal.Los datos denen una buena tendencia linear con una pendiente de 0,02135, igual a t, con una edad de 3,54 Ga. La interseccin da una relacin inicial de ,143Nd/144Nd,0 de 0,50809.Fig. 9-10. Lstimacin de la eolucin de istopos de Nd en el manto superior de la 1ierra, asumiendo una usin a gran escala a 3,0 Ga antes del presente ,\ilson 1991,.La lig. 9-10 muestra la eolucin ,143Nd/144Nd,0 del manto superior con el tiempo. Ll CIUR ,reserorio condrtico uniorme, es una estimacin de la composicin condrtica promedio estimada por DePaolo y \asserburg ,196,. Desde el modelo condrtico la lnea del CIUR y de la 1ierra global, muestra una eolucin del manto de la relacin 143Nd/144Nd, si fuera un sistema cerrado. En razn que el 144Nd no es un producto radiognico, es constante en el tiempo. Como el 14Sm decae para dar 143Nd, la relacin 143Nd/144Nd se incrementa gradualmente. La lnea tierra global CIUR se deria aplicando la ecuacin ,9-4, para estimar el valor presente de la relacin 143Nd/144Nd ~ 0,512638 y la relacin 14Sm,144Nd ~ 0,196 en el condrito. La lnea tierra global CIUR es entonces igual a 0,0512628 - 0,196 x ,et - 1,.Luego se postula el eento de usin parcial a 3,0 Ga b.p. ,punto a en la lig. 9-8,. Una alternativaparalafusinparcialpudohabersidouneventoenelmantoenriquecido,que estapresenteenalgunaslocalidadesdebajodeloscontinentes.Cualitatiamentealmenos, los undidos parciales ,que eentualmente se incorporan a la corteza,, podran enriquecer al mantode manerasimilar.Elmanto deprimidomuestra relacin 143Nd/144Ndque aumenta con el tiempo en el fundido enriquecido. Esto es porque la fusin parcial del manto remueve mas Nd que Sm. Lsto deprime al manto en los istopos hijos, al contrario que en el sistema PETROLOGA QUMICA II: ELEMENTOS TRAZAS E ISTOPOS 182Rb,Sr, que la roca madre es deprimida. Como resultado de la depresin en el contenido de losistoposhijosenareasparcialmenteundidasdelmanto,larelacinSm,Ndseramas alta con el tiempo, generando relativamente mas 143Nd radiognico que 14Sm, que la relacin original 143Nd/144Nd.Otrasareasdelmantopuedenenriquecerse,porundidosresidentes remanentesylocalmenteconcentrarNd,opornuidosmetasomaticosqueconcentrany depositan Nd,. 1ales areas de manto enriquecido o de undidos deriados del manto, siguen latendenciadelalig.9-10,renejandobajasrelacionesSm,Nd,quegeneranpequenas cantidades de 143Nd y que disminuye la gran cantidad inicial de Nd presente en el sistema.Naturalmente los basaltos derivados del manto tienen la misma relacin 143Nd/144Nd que la fuente en el tiempo de la fusin parcial, porque el Nd no se fracciona durante los procesos de fusin o cristalizacin.,143Nd/144Nd)CIUR,t ~ ,143Nd/144Nd)CIUR,hoy - ,14Sm,144Nd)CIUR, hoy,9-5,La razn en las dierencias en las relaciones de los istopos de Nd son pequenas, DePaolo y \asserburg ,196, introducen el trmino , que se dene como:Nd ~ |,143Nd/144Nd,inicial,ItCIUR- 1| x 10.000 ,9-6,Donde ItCIUR es la relacin 143Nd/144Nd para el CIUR en el tiempo ,t, de ormacin de la roca. Ll alor de Nd positio signica deprimido ,o sea alto en 143Nd, y el Nd negatio, es enriquecido ,o sea bajo en 143Nd,, ambos con respecto al CIUR estandar ,corregido para eltiempoalolargodelalneatierraglobalCIUR,lig.9-9,.AsunNdpositivoimplica deriacin de una uente mantlica deprimida y un alor negatio de Nd, indica que la roca fue derivada tanto de un manto enriquecido o una fuente cortical enriquecida con el tiempo.Comoejemploalconsiderarelbasaltoderiadodeunmantodeprimidoenelpunto b,lig.9-8,,equialea500Mab.p.Lstebasaltoenriquecidoeolucionaalolargodela lnea marcada en el basalto. Si se tienen algunas muestras con un rango de relaciones Sm,Nd se podra deriar una iscrona, y usar la deriada de la edad y ,143Nd/144Nd)inicial para este basalto en el punto b. Lsto podra ser comparado a ItCIUR al tiempo de ormacin delbasalto,puntocdelaeolucindelalneatierraglobalCIUR,.Desdeaqusiseusa laecuacin,9-5,paradeterminarNd~,0,515,0,512-1,x104~5,86queesunalor positivo y que soporta el modelo que la roca fue derivada desde una fuente deprimida. Como ejemplo mas cuantitatio, consideramos las rocas olcanicas de la lig. 9-13 ,143Nd/144Nd)0 es la intercepcin de la lnea de regresin ~ 0,50809. Ll ItCIUR a 3,54 Ga puede ser calculado por la ecuacin ,9-5, sustituyendo t~ 3,54 x 109, da 0,508031. Sustituyendo este alor en la ecuacin ,9-6, queda: Nd ~ |,0,50809,0,508031, -| x 10.000 ~ 1,16 que sugiere una uente mantlica suaemente deprimida.LosistoposdeSmyNdmuestransignicatiasentajassobreotrossistemastales como Rb,Sr y U,Pb, porque el Sm y el Nd se encuentran en minerales como piroxenos y plagioclasas y no estan sujetos a perturbaciones qumicas. As los procesos geolgicos tales como deormacin intracristalina y recristalizacin, que acompanan al metamorsmo y que pueden perturbar en orma importante a los sistemas abiertos Rb-Sr y U-Pb, no aectan al sistema Sm-Nd. La comparacin de las relaciones isotpicas del Sr y Nd, permite construir modelosdeeolucinmagmatica-usinparcialdelmanto,contaminacincortical, interaccin entre magmas basalticos oceanicos y agua de mar - que poda hacerse slo con los istopos de Sr.Sistema U-Th-PbLstesistemaesmuycomplejoeinolucraalosistoposradiactiosdeUranio,234U, 183 ALEJANDRO TOSELLI235U, 238U,ytresistoposradiognicosdePlomo,206Pb, 20Pb, 208Pb,,sloel 204Pbnoes radiognico. U, 1h y Pb, son todos elementos incompatibles y se concentran en los undidos tempranosysonincorporadosespecialmenteenlacortezacontinental.Alcontenidode Pb original en las rocas, la composicin isotpica del Pb se incrementa en uncin de tres reacciones de decaimiento radiactio que inolucran la destruccin del U y 1h a Pb.Fig. 9-11. Diagrama concordia que ilustra el desarrollo isotpico de Pb de una roca de 3,5 Ga con un nico episodio de prdida de Pb. A: los istopos radiognicos eolucionan simultaneamente sigiendo la cura de concordia por 2,5 Ga, cuando un eento trmico o inltracin de nuidos causa la perdida de Pb. Ambos istopos de Pb se pierden con el tiempo en la misma proporcin que existen en la roca original, de tal manera la composicin isotpica se deprime en las rocas siguiendo la tendencia segn la discordia, directamente hasta el origen ,segn la necha,. B: Los crculos llenos representan rocas hipotticascon dierentes grados de depresin segn el eento. La eolucin continua del sistema de Pb para 1,0 Ga orma rocas no deprimidas que siguen la concordia por 3,5 Ga de eolucin. Las rocas deprimidassiguencurasdediscordiasseparadas,lneasdepuntos,,hacianueasposiciones.Ladiscordianal intersecta a la cura no deprimida en dos puntos, uno que da la edad total de la roca y el otro da la edad del eento de depresin ,laure 1986,.238U 234U 206Pb, ~ 1,5512 x 10-10 a-1,,9-, 235U 20Pb , ~ 9,8485 x 10-10 a-1, ,9-8, 2321h 208Pb , ~ 4,945 x 10-11 a-1,,9-9,Con tres esquemas concomitantes de decaimiento el sistema U-Pb-1h, puede ser bastante complejo. Cada sistema puede ser tratado independientemente usando tcnicas isocrnicas estandar. Un tratamiento comn, es usar las ecuaciones ,9-, y ,9-8, simultaneamente. La lig. 9-11 ilustra el desarrollo isotpico de 206Pb y 20Pb desde una hipottica roca Precambrica. La lig. 9-11 A muestra el desarrollo del sistema Pb para los primeros 2,5 Ga de historia de la roca. Si el 206Pb y el 20Pb radiognicos, eolucionan simultaneamente segn las ecuaciones ,9-,y,9-8,,losistopos,cuandoselosestandarizadiidiendoporsusconcentraciones parentales,, siguen la cura mostrada, llamada concordia. 1odas las muestras naturales con sistemasU-Pbcoherentes,puedendesarrollarsealolargodeestacuradeconcordia.Ln razndelapequenaconstantededecaimiento,el 235Udecaemasrapidoyaslarelacin 20Pb,235U es siempre mayor que la relacin 206Pb,238U, en cualquier tiempo y la dierencia crece con el paso del tiempo, resultando la caracterstica orma cncaa hacia debajo de la concordia.Suponiendoqueha2,5Gadeeolucinelconjuntorocosoesperturbadoporalgn eento que causa alguna prdida del Pb, que es mil. Lste enmeno puede ser un eento de usin, o de metamorsmo trmico, o inltracin de nuidos que recogen los elementos LIL, incluyendo al Pb. Como los istopos de Pb no suren raccionamiento cuando se deprimen, todos sern deprimidos de acuerdo a su concentracin en la roca. Como resultado el sistema de istopos de Pb se muee directamente hacia el origen, desde los 2,5 Ga, punto sobre la concordia, siguiendo una lnea llamada discordia ,lig. 9-12,.PETROLOGA QUMICA II: ELEMENTOS TRAZAS E ISTOPOS 184Fig. 9-12. Diagrama concordia para tres circones discordantes de un un gneis Arqueano. La discordia intersecta a la concordia a 3,55 Ga, que da la edad U-Pb del gneis y a 1,85 Ga que indica el eento U-Pb de depresin ,laure 1986,.Asumiendo que tenemos cuatro rocas dierentes o 4 granos de circn conteniendo U-Pb en una roca y que cada uno es deprimido en Pb en dierentes grados. Una roca ,o circn, que no sea deprimido, permanecer sobre la concordia, mientras que los otros se movern a tres puntos dierentes a lo largo de la discordia, que se representan por los puntos 1, 2 y 3.Continuando con el evento de agotamiento, el sistema contina evolucionando por otro 1 Ga ,lig.9-11b,. La roca o circn deprimido sigue la eolucin de la concordia por un total de3,5Ga.Lasotrastresmuestrassiguensuspropiascurasdeconcordia,puntos,desde su punto de origen a 2,5 Ga de la discordia. Despus de 1 Ga, ellos son todaa colineares y denen una nuea discordia. La discordia nal intersecta a la concordia en dos puntos. Uno a la derecha intersecta a la concordia en el punto que da el total de anos del sistema ,3,5 Ga,. La interseccin sobre la izquierda es a 1,0 Ga, la edad del eento de depresin.Lnlalig.9-10seobseraundiagramaconcordiaparatrescircones,quedenentres puntos de una buena discordia linear. Cuando la curva de concordia es agregada al diagrama, la discordia intercepta a la concordia a 3,55 Ga ,la edad U-Pb del granito, y a 1,85 Ga ,la edad del episodio de prdida de Pb,.Loscirconescondiferentesedadespuedenencontrarseenlamismarocaypueden serreconocidospordierenciasenelcolor,morologaocristalinidad.Agregadosde circonessimilarespuedenseranalizadosporespectrograademasaconencional,sise tiene suciente material.Unnueomtodoutilizadoes lamicrosondainica,similaraun microsondaelectrnica,peroquebombardealamuestraconunaemisinconcentradade iones oxgeno, en lugar de electrones. Ll impacto de los iones orma un delgado crater en la muestra, enviando iones de la muestra al espectrmetro de masas, el cual analiza el material liberado. La microsonda inica puede analizar pequenas areas de un cristal de circn, lo que permite el estudio de cristales individuales o incluso de las zonas de crecimiento de un circn.Los errores reportados en una determinacin de edad son errores estadsticos de analisis y no renejan errores sistematicos impuestos por metamorsmo o alteracin. De hecho en los sistemas isotpicos pueden darse resultados lineales y producen lo que se denomina una errorcrona y similarmente errores en la relacin inicial.Sistema Lutecio HafnioLl Lutecio 16 ,16Lu, decae a Ianio 16 ,16I, con una ida de medio de 35.00 Ma. 185 ALEJANDRO TOSELLIEl esquema de decaimiento ha sido poco usado hasta ahora para dataciones, especialmente debidoalavidamediade 16Lu,querecinestasiendocalibradaadecuadamente,perolas variaciones 16I,1I,seestautilizandoparadierenciarlasuentesdelosmagmasya establecer la heterogeneidad de la corteza y del manto. Sistema Renio OsmioLldecaimientodelRenio18,18Re,aOsmio18,18Os,,nohasidomayormente utilizadoparaladeterminacindeedades,principalmenteporlaextremaabundanciadel Re, conla excepcin de algunos suluros como la molibdenita. Las ariaciones resultantes enlarelacin 18Os,186Oslohacenunbuentrazadorisotpicoydeespecialinterspara determinarlasrelacionesisotpicaspadre-hijodelparReyOs,quetienenuertecaracter calclo y siderlo.Iay otros istopos que tambin son utilizan, tales como: K - Ca, 14C y otros, que son usados en geocronologa y como trazadores petrolgicos.Lecturas seleccionadasCox, K.G., Bell, J.D., y Pankhurst, R.J. 199. 1he Interpretation oIgneous Rocks. 450 pp. London. George Allen & Unwin.DePaolo,D.J.,y\asserburg,G.J.196.Ndisotopicariationsandpetrogeneticmodels.Geophys.Res.Lett.3: 249-252.laure, G. 1986. Principles oIsotope Geology. \iley. New \ork.Goldschmidt, V.M. 193. 1he principles odistribution ochemical elements in minerals and rocks. J. Chem. 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