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.,
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