Paleontología - Capítulo 4: Formación de un Yacimiento Fosilífero

La idea de fosilización más utilizada en la actualidad corresponde al modelo que puede ser llamado de modificación paleobiológica y destrucción selectiva. Según esta idea, la fosilización consiste en la transición desde el estado vivo al estado fósil, debido a la propia naturaleza de los organismos o a la intervención de algunos agentes que han actuado a modo de filtros sucesivos y han eliminado los restos menos resistentes o preservables. 

Los yacimientos de fósiles son cuerpos rocosos del registro geológico que contienen una inusitada calidad o cantidad de fósiles (Seilacher et al., 1985). La formación de los yacimientos de fósiles suele ser interpretada como el resultado final de la transformación de biocenosis o comunidades del pasado. Numerosos autores han distinguido entre biocenosis tanatocenosis, tafocenosis, fosildiagénesis, y orictocenosis. 

Para poder entender las formaciones de yacimientos fósiles es necesario saber que no todos los organismos que perecieron en el pasado se convierten en fósiles, sino que cada organismo tiene una probabilidad de ser preservado como fósil, esta característica de los organismos se le denomina potencial de fosilización, la probabilidad de fosilización depende de:

• La naturaleza del organismo.
• El lugar y modo de vida.
• Las condiciones de aislamiento.
• El proceso de fosilización.

El proceso de fosilización es un proceso selectivo, la probabilidad que la evidencia de vida de un organismo, resista el paso del tiempo y se convierta en un fósil va a depender de su composición química, características físicas, composición de los materiales y agentes a los que este expuesto.

Proceso de fosilizacion de un organismo.

EL ECOSISTEMA

El ecosistema es un sistema natural donde se relacionan un conjunto de organismos vivos (Biocenosis), el medio físico (Biotopo) y las interrelaciones entre los 2.

1. Biocenosis: Es el conjunto de todas las especies coexistentes dentro de un espacio definido. La división de la biocenosis está dada por la fitocenosis (Conjunto de vegetales), zoocenosis (Conjunto de animales) y finalmente la microbiocenosis (Conjunto de microorganismos).
2. Biotopo: Es el espacio definido ocupado por la biocenosis, este espacio ofrece las condiciones ambientales necesarias para la supervivencia de los organismos.

   

   Ecosistema Marino.

ETAPAS DE LA FORMACIÓN DE UN YACIMIENTO FÓSIL

a) Biocenosis: Es el conjunto de organismos vivos (vegetal y/o animal) que coexisten en un momento determinado y en un medio concreto (biotopo). Durante esta etapa, previa al proceso tafonómico, son las características biológicas de cada grupo taxonómico, las que determinan una mayor o menor probabilidad de preservación y como su nombre lo indica, es una etapa que se da en la Biosfera.

b) Tanatocenosis: Al morir los organismos, el proceso tafonómico inicia con la acumulación de los restos orgánicos en un localidad. Esta etapa se realiza en la Biosfera y durante ella se lleva a cabo una segunda selección de las formas orgánicas originales. Durante este proceso de acumulación de restos se conjugan factores tanto biológicos, geológicos y físico-químicos, que influyen definitivamente en dicha acumulación.

c) Tafocenosis: Es el conjunto de restos orgánicos recubiertos de sedimentos que forma ya parte de la litosfera, en lo subsiguiente, los factores geológicos y físico-químicos van a definir la mayor influencia sobre los restos de los organismos. Cabe resaltar, que durante esta etapa existe un transporte de los restos, lo que puede suceder previo o posterior al enterramiento de los mismos. La constitución o contenido orgánico que se presenta durante parte de la tanatocenosis y, principalmente, durante la tafocenosis, lleva a considerar dos conceptos en relación al tipo de yacimiento que se puede formar.

d) Fosildiagénesis: Procesos que acontecen desde el momento en que se entierra un resto susceptible de convertirse en fósil hasta su descubrimiento.

e) Orictocenosis (Yacimiento): Asociación de fósiles en el yacimiento y que supone una serie de filtros que dan origen a una progresiva selección, de tal forma que en el yacimeinto faltarán necesariamente muchos de los elementos que formaban parte de la biocenosis, encontrándose sólo aquellos que pudieron fosilizar, y están en cambio asociados a elementos procedentes de otras biocenosis que en la biosfera no tuvieron ninguna relación con ella, pero por efecto de la selección hidrodinámica se encuentran ahora formando parte de la misma orictocenosis.

Diferentes etapas de la formación de un yacimiento de fósiles u orictocenosis y las «cribas» que han de pasar los restos orgánicos, que son causa de que en éste falten muchos de los elementos que primitivamente constituían la biocenosis (según EFREMOV, 1953, y MELÉNDEZ, 1959).

LOS FILTROS DEL PROCESO DE FOSILIZACIÓN

Filtro 1 (Biocenosis - Tanatocenosis): Eliminación de formas raras, poco numerosas.

Filtro 2 (Tanatocenosis - Tafocenosis): Eliminación de formas grandes, muy pequeñas, individuos viejos, individuos muy jóvenes, formas alóctonas.

Filtro 3 (Tafocenosis - Fosildiagénesis): Eliminación de formas sin esqueleto, con esqueleto cartilaginoso, formas frágiles o larvarias.

Modelo de la fosilización entendida desde un planteamiento individualista o globalista y transformista. La fosilización es un proceso paleobiológico, experimentado por entidades biológicas del pasado, que implica pérdida o disminución de la información paleobiológica debido a los diferentes factores que han actuado como filtros sucesivos. Según esta concepción, el registro fósil está constituido por los vestigios más resistentes de las entidades paleobiológicas (Fernández López, 2000).

TIPOS DE YACIMIENTOS FOSILÍFEROS

1. Yacimientos Autóctonos: es aquel que se forma en el mismo sitio donde vivían los organismos que han sido fosilizados, y permiten caracterizar diversos aspectos del lugar y de las condiciones ambientales en que habitaban. En general, este tipo de yacimientos se constituye de organismos que presentan hábitos sedentarios en su ciclo de vida, como es el caso de los organismos bentónicos o sésiles, los arrecifes de coral, junto con toda la variedad de formas asociadas a estos biotopos; los bancos de ostreas y rudistas, e incluso los bosques petrificados y los icnofósiles, así como las turberas, los lignitos y las hullas. Ej. Arrecifes de coral, bancos de ostras, etc.
2. Yacimientos Alóctono: Se encuentra formado por organismos que sufrieron un transporte previo o posterior a su depositación, por diferentes agentes, como corriente de agua, aire, acarreos de sedimentos por gravedad (deslaves, turbiditas, etc.). En la gran mayoría de los yacimientos, están presentes elementos autóctonos y alóctonos, la mayor abundancia de algunos de éstos en un yacimiento, permitirá determinar su característica principal y por tanto, defines uno de los fundamentos más importantes para todo estudio paleontológico, ya que el análisis de su contenido fósil dependerá de cualquier interpretación paleoambiental.

TIPOS ESPECIALES DE YACIMIENTOS FOSILÍFEROS

• Bioherma: Formación sedimentaria organogénica, con forma de montículo, por lo común calcárea y carente de estratificación interna, originada por la acción constructiva de organismos bentónicos (madreporarios, algas, briozoos y crinoideos) en zonas marinas cálidas, poco profundas y cercanas a la costa.
• Biostroma: Formación organoclástica calcárea de desarrollo horizontal muy superior al vertical, a menudo estratificadas y constituidas principalmente por la acumulación de restos de organismos sedentarios: moluscos, algas calcáreas, crinoideos, etc. Se forma en la plataforma continental. Del griego bio = vida; stroma = capa o estrato.

  

  Biostroma y Bioherma.

• Lumaquela: Acumulación bioclástica (conchífera) de origen marino; banco de detritus conchífero o conglomerado de conchas consolidado.

  

  Lumaquela de gasterópodos.

Coquina: Acumulación bioclástica calcárea friable, porosa de grano muy grueso constituido principalmente de fragmentos de especies vivientes o recientemente extintas de moluscos y corales poco consolidadas.

Coquina de pelecypodos.

REFERENCIAS

• Fernández, S. R. (2001). TAFONOMÍA, FOSILIZACIÓN Y YACIMIENTOS DE FÓSILES: MODELOS ALTERNATIVOS. Enseñanza Enseñanza de las Ciencias , 116-120.
• FERNANDEZ-LOPEZ, S.R. 1999. Tafonomía y fosilización. En: Tratado de Paleontología, tomo I (Ed. B. MELÉNDEZ, 1998). Consejo Superior de Investigaciones Científicas, Madrid: 51-107, 438-441.
• Martínez, M. A. (s.f.). Universidad Autónoma Metropolitana. Obtenido de http://sgpwe.izt.uam.mx/Curso/317.Paleontologia/Tema/237.2-Tafonomia.html
• FORMACION DE UN YACIMIENTO FOSILIFERO. Ing. Manuel Elescano Y. Escuela de Ingeniería Geológica UNMSM, 2018.

Read More

Geomorfología - Capítulo 5: Volcanes II

Piroclastos

El magma a profundidad está sometido a presiones elevadas, lo que da lugar a que la mayor parte de los gases se encuentre disueltos en el mismo. Cuando el magma se acerca a la superficie, o bien se produce una fractura que lo pone en comunicación con la misma, la presión disminuye bruscamente y se produce la exolución de los gases. Esto origina burbujas y un fuerte aumento de la presión de los gases en el interior del magma, lo que le arrastra hacia la superficie (como en una botella de champán) y puede dar lugar a explosiones, con la consiguiente fragmentación del propio magma y de las rocas circundantes.

Muchos volcanes emiten mayor cantidad de piroclastos que de lava. La mayoría de los magmas producen piroclastos, pero los grandes volúmenes se generan en los magmas de composición ácida o intermedia, o bien en erupciones freáticas.

Piroclastos de flujo. El Golfo, Lanzarote

Piroclastos de flujo. Montaña Amarilla, Tenerife

Depósito de piroclastos. Diego Hernández, Tenerife

Depósitos piroclásticos de caída

Son aquellos que caen a la superficie terrestre, después de la erupción de una columna de gases y material fragmentario que ha ascendido a la atmósfera. También se les denomina tefra, término acuñado por Aristóteles. Es importante saber su espesor, con el que se puede calcular su volumen conociendo la topografía anterior a la erupción y, de este modo, se pueden elaborar mapas de isópacas.

Piroclastos de caída. Volcán Antuco. Autor: Jorge Romero M

Mapa de isópacas del depósito de caída de pómez “Ticsani gris”, de hace poco más de 10 600 años BP. Las isópacas definen un lóbulo de disperción hacia el ESE. Por los centros poblados de Calacoa, Cuchumbaya, Quebaya y Soquezane, pasan isópacas de 0,1 m a 0,4 m de espesor.

Coladas piroclásticas

Constan de piroclastos que se desplazan lateralmente en forma de flujos de material volcánico mal clasificado, de alta densidad y a temperaturas de cientos de grados. Pueden superar los 100km/h y recorrer distancias de más de 100km. El término de ignimbrita se utiliza para los depósitos resultantes de la sedimentación de coladas piroclásticas, en los que la pumita es un componente mayoritario. Presentan fragmentos lenticulares resultantes de la sedimentación de partes líquidas en el momento del flujo.

*Video de colada Piroclástica: https://www.youtube.com/watch?v=Bz7WCttwXQk&feature=related

Colada piroclástica. Volcán St. Helens (Cortesía del USGS)

Muestra de mano de un depósito de colada piroclástica. Gran Canaria

Morfología de los Volcanes

La forma de los aparatos volcánicos está relacionado con la composición de las lavas que emiten y, por lo tanto, con el tipo de actividad que han tenido. Para el estudio de las formas de los volcanes es conveniente llevar a cabo una diferenciación entre volcanes de lavas básicas y ácidas.

Volcanes de lava básica

Las lavas básicas son muy fluidas, las emisiones son rápidas y el apilamiento de estas coladas da lugar a volcanes de escasa pendiente. Se distinguen los volcanes en escudo (shield volcanoes) de laderas convexas muy suaves, con pendientes menores de 5°. Los ejemplos más significativos se encuentran en el volcán Mauna Loa, que se eleva 10,000 m por encima del fondo marino, con alturas de 4,000 m sobre el nivel del mar.

* Ver video: Cráter de Cumbre de Mauna Loa | Viajes almusafir https://www.youtube.com/watch?v=iPgNo5qkvUc
Volcanes de lava ácida

Anteriormente se ha señalado que las lavas ácidas son muy viscosas y por lo tanto tienen dificultad para salir por el conducto de emisión. Esto produce una sobrepresión que puede dar lugar a violentas explosiones.

Cuando la lava sale del conducto se expande, formando un domo convexo, llamado también cúmulo-domo o mamelón. Cuando en el cráter de un gran volcán se encuentra un cúmulo-domo o mamelón, a esta morfología se le denomina domo anidado o toloide. Los pitones (plug) o agujas son masas de lava semisólidas que rellenan la chimenea de un volcán.

Diferentes tipos de edificios volcánicos de lava ácida (Ollier,1969)

Conos de piroclastos

Son formas muy frecuentes, producidas normalmente por erupciones estrombolianas. Se originan por moderadas explosiones volcánicas de basaltos o andesitas con cantidades intermedias de gas. En el techo se desarrolla un cráter circular o elíptico con una mezcla heterométrica de fragmentos que orlan el conducto de salida. Las acumulaciones de cenizas y lapillis con bombas y bloques dispersos y algunas lavas intercaladas.

Estratovolcanes

Los grandes volcanes como el Teide, 3718 m (España), Vesubio, 1277 m (Italia), Popocatepetl, 5452 m (México), Lincacábor, 5916 m (Chile), entre otros, se presentan aislados y constituyen una de las morfologías más espectaculares del mundo. Son estratovolcanes formados por sucesivas erupciones de lavas y piroclastos. A causa de su complejidad y larga evolución también se les llama volcanes compuestos o poligenéticos.

El volcán Teide se encuentra en la isla de Tenerife (Islas Canarias) Junto a Pico Viejo y Montaña Blanca forma el único gran estratovolcán activo del archipiélago. En el pequeño cráter de este volcán hay fumarolas activas que emiten gases volcánicos y vapor de agua. La última erupción del entorno del Teide se produjo en 1798, dando lugar a la aparición, en las laderas de Pico Viejo, de la alineación de conos del volcán de Chahorra. La altura del Teide (3.718 ) permite que durante algunos meses al año su cima este cubierta de nieve y de hielo. El Teide es la montaña más alta de todo el territorio nacional, superando a los picos alpinos de la península. El Teide es un ESTRATOVOLCÁN.

Popocatepetl, 5452 m (México)

Calderas

Los principales elementos estructurales y morfológicos de las calderas son: límites netos, pared interna, fallas de borde (si existen), fondo estructural de las calderas, relleno intercaldera (ignimbritas y deslizamientos de las paredes) y cámara magmática infrayacente. El conocimiento de estos elementos proporciona una base para la discusión de los procesos estructurales y de subsidencia.

Caldera de subsidencia. A la izquierda, las erupciones tienen lugar a favor de fracturas anulares. En el segundo desde la izquierda continúan las erupciones a partir de un conducto central después de formarse la caldera (Balley y Maule, 1980)

Formas volcánicas resultantes de la erosión

A diferencia del carácter constructivo y destructivo de la dinámica de los volcanes, la erosión rebaja paulatinamente la superficie terrestre. Si un volcán está totalmente apagado puede con el tiempo convertirse en una superficie de erosión plana. Los procesos de meteorización que afectan a las rocas volcánicas son los mismos que atacan a los minerales que constituyen las demás rocas, aunque los procesos y la intensidad de los mismos pueden variar en las diferentes zonas morfoclimáticas.

Las lavas fluidas discurren por la red fluvial y modifican el drenaje. Si su volumen es importante pueden represar lagos. Cuando cesa el flujo de las lavas, por debajo de las mismas se pueden encontrar rocsa más fácilmente erosionables. La socavación del río, junto con otros procesos de la dinámica externa, elaboran un relieve en el que las partes elevadas son lavas resitentes (como el basalto) y, por consiguiente, se produce una inversión de relieve.

Inversión del relieve (Ollier, 1969)

Los conos de piroclastos son a veces tan porosos que el agua se infiltra totalmente y no sufren erosión hídrica. EN conos antiguos, la arcilla de meteorización rellena los poros y sufren un abarrancamiento en las laderas. Los conos de lava se erosionan con mayor facilidad que los conos de piroclastos. Cerca del cráter hay menos erosión, ya que la cuenca de recepción es muy pequeña; sobre las zonas medias de ladera la erosión es máxima y en las partes bajas es muy pequeña, debido a que la pendiente es menor. En la zona distal se depositan abanicos aluviales. Los interfluvios entre los barrancos y crestas da lugar al denominado varillaje de sombrilla (parasol ribbing) que no es frecuente que permanezca intacto mucho tiempo. En los estrato-volcanes y macizos antiguos existe un mayor control estructural por las capas más resistentes de lava, que pueden dar origen a valles de escarpadas laderas.

Referencias Bibliográficas

• Gutiérrez Elorza, M. (2008). Geomorfología. Madrid: Pearson.
• https://previa.uclm.es/profesorado/egcardenas/piro.htm
• http://repositorio.igp.gob.pe/bitstream/handle/IGP/1261/TGHEEPVT.pdf?sequence=1&isAllowed=y

Read More

Mineralogía - Capítulo 4: Hábitos cristalinos

El hábito se refiere al aspecto que presentan los minerales, ya sea en cristales aislados, en agregados cristalinos o en masas. El hábito que adquiere un mineral, se encuentra condicionado por factores externos, como por ejemplo la temperatura, la presión o la composición química del sistema en el que se ha desarrollado. Es importante distinguir el hábito de la forma cristalina, también llamada clase de simetría o grupo puntual, ya que ésta se encuentra relacionada únicamente con la naturaleza química, es decir, con la composición y con la estructura.
Para describir el hábito de los minerales se utilizan distintos términos en el caso de cristales, agregados y masas.
CRISTALES AISLADOSLos cristales pueden ser:

• ACICULARES: Largos y delgados, como agujas: natrolita o millerita.

  

  Hábito acicular

• CAPILARES: Hebras finas como cabellos: crisotilo.

  

  Hábito capilar

• APLANADOS o ENSIFORMES: Con forma de cuchilla o de espada: cianita.

  

  Hábito aplanado

• FILIFORMES: Como alambres, a veces retorcidos: plata.

  

  Hábito filiforme

• TABULARES, LAMINARES u HOJOSOS: Con aspecto de tablillas, láminas u hojas: micas, (moscovita, biotita).

  

  Hábito laminar

• PIRAMIDALES o BIPIRAMIDALES: Con forma de pirámide o de bipirámide (hexagonal, cuadrada, triangular): Jacinto de Compostela o cuarzo bipiramidado.

  

  Hábito bipiramidal

• PRISMÁTICOS: Con forma de prismas: berilo.

  

  Hábito prismático

Además se emplean otros términos, que aunque especifican la forma geométrica, no se refieren a la clase cristalina o forma cristalina a que pertenecen. Así por ejemplo, se consideran términos para el hábito: Cubos, pseudocubos, octaedros, tetraedros, romboedros, pentagonododecaedros.

ASOCIACIÓN DE CRISTALESLos agregados o asociaciones de cristales, iguales o diferentes, pueden ser:

• DENDRÍTICOS (DENDRITAS): Como las ramas de un árbol (arborescente) o como los musgos: pirolusita y oro.

  

  Hábito dendrítico

• RETICULARES: Cristales finos entrecruzados formando redes: ciertas micas o antimonita.

  

  Hábito reticular

• RADIALES o DIVERGENTES: Disposiciones alrededor de un punto central: natrolita.

  

  Hábito radial

• HOJOSOS o FOLIADOS: Agrupaciones de cristales laminares o tabulares. En los agregados micáceos los cristales laminares se disponen de forma paralela, haciendo posible la exfoliación o fácil separación de las láminas: mica.

  

  Hábito hojoso

• FIBROSOS: Los cristales se presentan en agrupaciones de tipo fibroso, tanto radiales (fibroso-radiales), Wavellita, como paralelas (fibrosos). Yeso fibroso.

  

  Hábito fibroso

• DRUSAS: Los cristales recubren superficies del mismo o de otro mineral: calcita.

  

  Hábito de drusa

• PLUMOSOS: Los cristales, bien tabulares o bien aciculares se disponen en forma divergente, dando lugar a un aspecto parecido al que se observa en las plumas de las aves: boulangerita, jamesonita.

  

  Hábito plumoso

• GEODAS: En el interior de una cavidad se alojan, sin llenarla, cristales con formas diversas, generalmente pequeños: cuarzo, amatista.

  

  Geoda

MACLASLas maclas son asociaciones de varios cristales de un mismo mineral que presentan relaciones cristalográficas entre ellos.
Una macla es la agrupación simétrica de cristales idénticos. La simetría puede ser especular respecto del plano de macla o por el giro de sus elementos alrededor del eje de macla en 60º, 90º, 120º o 180º.
Se llaman «de contacto» cuando los elementos se unen en un plano, y «de compenetración» si están cruzados y compenetrados entre sí. En general presentan diedros entrantes; en caso contrario se habla de mimetismo de un cristal individual.

• Las MACLAS DE CONTACTO o DE YUXTAPOSICIÓN: presentan una superficie de unión definida que separa los cristales.

  

  Macla de contacto

• Las MACLAS DE PENETRACIÓN: están formados por cristales interpenetrados con una superficie de unión irregular.

  

  Macla de penetración

Las maclas formadas por más de dos cristales se llaman múltiples, poligeminadas o polisintéticas. Las maclas se suelen denominar de forma característica (Karlsbad, Baveno, Pico de estaño, etc.).
Los agregados uniáxicos son un conjunto de cristales unidos por un eje, Estaurolita.

MASAS MINERALESPara las masas se emplean los términos siguientes:

• MACIZAS, INFORMES o COMPACTAS: Sin ningún aspecto determinado: hematita.

  

  Hábito informe

• GRANULARES: Masas formadas por pequeños granos de mineral. Si parecen terrones de azúcar se llaman sacaroides: yeso sacaroide.

  

  Hábito granular

• BANDEADAS: El mineral aparece formado por bandas con diferente textura y color: cuarzo.

  

  Hábito bandeado

• BOTROIDALES: Formas globulares o esferoidales agrupadas con el aspecto que presentan los racimos: cuarzo.

  

  Hábito botroidal

• RENIFORMES o ARRIÑONADAS: Disposiciones radiales que originan superficies redondeadas con aspecto de riñón: hematites o hierro arriñonado.

  

  Hábito reniforme

• MAMILARES: Amplias superficies esferoidales entrecruzadas: malaquita.

  

  Hábito mamilar

• COLOFORMES: Incluye todas las agrupaciones globulares, mamilares, etc.
• AMIGDALOIDES: El mineral aparece formando nódulos con forma de almendra: ceolita.

  

  Hábito amigdaloide

• ESTALACTÍTICAS / ESTALAGMITAS: Disposición en forma de cilindros o de conos: calcita.

  

  Estalagmitas

• PISOLÍTICAS u OOLÍTICAS:. El mineral está formado por masas redondeadas, grandes o pequeñas: calcita.

  

  Hábito pisolítico

• CONCRECCIONADAS o NODULARES: Se destacan masas esféricas e incluso irregulares: cobre.

  

  Concreciones

• TUBEROSAS: Superficies redondeadas irregulares, con aspecto de raíces: aragonito flos-ferri. 

  

  Hábito tuberoso

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

• http://greco.fmc.cie.uva.es/mineralogia/contenido/intr_miner2_3_1_4.html
• https://www.ucm.es/data/cont/media/www/pag-15563/Morfolog%C3%ADa%20cristalina%20-%20Sol%20L%C3%B3pez.pdf
• https://www.ucm.es/data/cont/media/www/pag-15563/Gui%C3%B3n%20de%20pr%C3%A1cticas.pdf
• https://es.wikipedia.org/wiki/Macla

Para ejemplos en minerales reales, puede visitar el siguiente sitio web:

• https://www.asturnatura.com/articulos/minerales/propiedades-fisicas/habito.php

Read More

Petrología - Capítulo 5: Diagrama de Fases

Son representaciones gráficas de las fases presentes en un sistema a varias temperaturas, presiones y composiciones. La información que se obtiene es: 

• Las fases presentes en el sistema a diferentes composiciones y temperaturas bajo condiciones de enfriamiento lento (equilibrio).
• La temperatura a la cual las diferentes fases comienzan a fundirse.
• La presencia de fenómenos de alotropía o polimorfismo en estado sólido.

  

  Diagrama de fases del agua

REGLA DE FASES DE GIBBS

Los llamados “Diagramas de Fase” representan esencialmente una expresión gráfica de la “Regla de las Fases”, la cual permite calcular el número de fases que pueden coexistir en equilibrio en cualquier sistema, y su expresión matemática está dada por: 

P+F = C+2

Donde: 

• C = número de componentes del sistema
• P = número de fases presentes en el equilibrio
• F = número de grados de libertad del sistema (variables: presión, temperatura, composición)

En 1875 J. Willaid Gibbs relacionó tres variables: fases (P), componentes (C), y grados de libertas o varianza (F) para sistemas multicomponentes en equilibrio. El número de grados de libertad se determina por la regla de las fases, si y solo si el equilibrio entre las fases no está influenciado por la gravedad, fuerzas eléctricas o magnéticas y solo se afecta por la temperatura, presión y concentración. El número dos en la regla corresponde a las variables de temperatura T y presión P. 

Componente (de un sistema): es el menor número de constituyentes químicos independientemente variables necesarios y suficientes para expresar la composición de cada fase presente en cualquier estado de equilibrio. 

Fase: es cualquier fracción, incluyendo la totalidad, de un sistema que es físicamente homogéneo en si mismo y unido por una superficie que es mecánicamente separable de cualquier otra fracción. Una fracción separable puede no formar un cuerpo continuo, como por ejemplo un líquido dispersado en otro. 

- Un sistema compuesto por una fase es homogéneo 

- Un sistema compuesto por varias fases es heterogéneo 

Para los efectos de la regla de las fases, cada fase se considera homogénea en los equilibrios heterogéneos. 

Grado de libertad (o varianza): es el número de variables intensivas que pueden ser alteradas independientemente y arbitrariamente sin provocar la desaparición o formación de una nueva fase. Variables intensivas son aquellas independientes de la masa: presión, temperatura y composición. También se define con el número de factores variables. F=0 indica invariante F=1 univariante F=2 bivariante.

La regla de las fases se aplica sólo a estados de equilibrios de un sistema y requiere:

1. Equilibrio homogéneo en cada fase
2. Equilibrio heterogéneo entre las fases coexistentes

La regla de las fases no depende de la naturaleza y cantidad de componentes o fases presentes, sino que depende sólo del número. Además no da información con respecto a la velocidad de reacción. 

El número de componentes más dos (C+2), representa el número máximo de fases que pueden coexistir al equilibrio, donde los grados de libertad (F) no pueden ser inferiores a cero (a condiciones invariantes). 

CLASIFICACIÓN DE LOS SISTEMAS

Los sistemas pueden ser clasificados en términos del número de componentes requeridos para describir la composición química de todas las fases que aparecen en ellos. Por ejemplo, si se trabaja con H2O, las únicas fases que aparecerán sobre un amplio rango de P y T, serán hielo, agua y vapor; cada una de estas fases tiene la composición H2O, como único parámetro químico. Este sistema se denomina de un componente o unitario.

Si se realizan experimentos a alta temperatura y a 1 atmósfera de presión con mezcla de MgO y SiO2, producen las fases sólidas periclasa (MgO), forsterita (Mg2SiO4), enstatita (MgSiO3), cristobalita y tridimita. En este sistema tres constituyentes químicos Mg, Si y O, están presentes pero la composición de todas las fases es tal que pueden ser expresadas enteramente en términos de dos óxidos (MgO y SiO2). Este es un sistema de dos componentes o binario. El sistema Diópsido-Anortita-Forsterita, se toma como un ejemplo de un sistema ternario que es representado por un triángulo, en el que cada componente se ubica en un vértice del mismo.

SISTEMAS DE UNA COMPONENTE

a) Fusión congruente: la temperatura para la cual un sólido está en equilibrio con un líquido de su misma composición, es lo que se conoce en general como punto de fusión, de la sustancia. Si la temperatura aumenta por encima del punto de fusión, el potencial químico del líquido disminuye más rápidamente que el sólido, haciéndose mayor la entropía del líquido. Para las temperaturas superiores al punto de fusión, la fase líquida es la única estable. De la misma forma si aumenta la presión, el potencial químico de cada fase, aumenta en forma proporcional a su volumen molecular y puesto que el volumen del líquido es mayor que el del sólido, el potencial químico del líquido, en la mayoría de los casos, aumenta más rápidamente y el sólido se transforma entonces en fase estable. Si la temperatura y la presión, aumentan simultáneamente, el equilibrio entre el líquido y el sólido, puede mantenerse únicamente, en el caso de que el efecto de la temperatura sea contrarrestada exactamente por el efecto de la presión (ecuación de Clasius Clapeyron).

Relación entre velocidad de crecimiento y nucleación, con el enfriamiento.

Tomemos como ejemplos las sustancias mostradas en la figura anterior. El componente A cuando se enfría por debajo de su punto de cristalización, comienza a formar núcleos de cristalización, en número progresivamente mayor con el descenso de temperatura, hasta llegar a un máximo. En este intervalo se forman pocos cristales por unidad de volumen, los cristales que lo hacen tienen espacio para crecer y disponibilidad de material, por lo que la tendencia es a formar relativamente pocos cristales y adquirir tamaños grandes; lo que progresivamente se va invirtiendo. Cuando se supera el pico de la curva la velocidad de formación de núcleos minerales se incrementa rápidamente, por lo que los cristales que se forman son pequeños, por la competencia entre ellos por capturar los componentes y la falta de espacio, que les obliga a interferir entre si. 

Por ejemplo, la cristalización congruente de la augita, que es medida por el número de cristales iniciados por unidad de volumen, por unidad de tiempo. La región de temperaturas en la cual la generación de cristales es lenta se llama metaestable; aquella en la cual la rapidez de cristalización es alta, es la región lábil. Así surgen diferentes texturas de rocas petrográfica y químicamente equivalentes. 

Sistema Sílice (SiO2)

Diagrama de fases P-T para la SiO2 (Swamy y Saxena 1994).

La figura anterior corresponde al diagrama presión-temperatura del sistema sílice. El límite superior de 10Gpa y 1900º C refleja el límite superior de P y T a las cuales la SiO2 pura podría formarse en la naturaleza (1 Gpa representa aproximadamente la profundidad de 35 km, correspondiente a la base de la corteza continental y los minerales de SiO2 no son comunes en el manto). En el diagrama quedan expresados polimorfos sólidos de sílice y fase líquida, con sus correspondientes campos de estabilidad. Las fases minerales son: cuarzo-α, cuarzo-β, tridimita, cristobalita, coesita y stishovita. 

b) Fusión incongruente: existe un cierto número de minerales, que cuando se calientan a una cierta temperatura (punto de fusión incongruente), se descomponen para dar dos fases, una de las cuales es entonces líquida (líquido peritéctico) y otra sólida, de diferentes composición al mineral original. Ejemplos:

Ortosa (KAlSi3O8) funde incongruentemente a 1150° C para formar leucita (KAlSi2O6) + líquido con mayor riqueza en sílice que la ortosa. La fusión completa de la leucita así formada se presenta a 1533° C únicamente.

8KAlSi3O8 = 5KAlSi2O6 + 3 KAlSi3O8 + 5SiO2

Ortosa Leucita Mezcla fundida

Mullita: (Al6Si12O13) funde incongruentemente a 1810° C → Al2O3 + liquido

Monticellita: (CaMgSiO4) funde incongruentemente a 1503° C → MgO + liquido

Acmita: (Na2FeSiO6) funde incongruentemente a 990° C → Fe2O3 + liquido

*Proto-Enstatita:(MgSiO3) funde incongruentemente a 1557° C → Mg2SiO4 + liquido

(*polimorfo de alta T° de la Enstatita)

Hornblenda pargasítica funde incongruentemente, dando Diópsido + Forsterita + Espinela + liquido

SISTEMAS DE DOS COMPONENTES

Cuando un segundo componente se agrega al sistema, el mismo puede interactuar con el primero, condicionando diferentes caminos. En los sistemas binarios C = 2 la varianza puede ser tan alta como V = 3 en un sistema con una fase y requiriéndose diagramas tridimensionales para representar adecuadamente al sistema. Pero para simplificarlos utilizaremos el enfriamiento del sistema, dejando fija las presiones, para discutir las variaciones que tienen lugar. Si se restringe la presión la regla de las fases se expresa: V = c – f + 1.

    a) Sistemas de tipo eutéctico

    b) Sistemas de disolución sólida completa

    c) Sistemas de fusión incongruente

    d) Sistemas de desmezcla de disoluciones sólidas

a) Sistemas de tipo eutéctico:

El agregado de un segundo componente tiene un profundo efecto sobre un sistema de un componente ya que cambia las relaciones de fusión. Un componente puro tiene un punto de fusión, que cambia con la presencia y contenido de otro componente. Entre los sistemas eutécticos comunes tenemos:

ortosa : cuarzo - 72,5 : 27,5 %

anortita : olivino - 70 : 30 %

diópsido : enstatita - 45 : 55 %

diópsido : anortita - 58 – 42 %

nefelina : albita - 24 : 76 % (1068º C – en seco)

Sistema Diópsido – Anortita

El sistema diópsido (CaMgSi2O6, Di) – Anortita (CaAl2SiO8, An), es interesante porque provee un análogo al sistema basáltico (clinopiroxeno - plagioclasa) y forma parte del tetraedro basáltico. El sistema, temperatura versus composición, está ilustrado en la Fig. 6-4, como isobárico a presión atmosférica. Este tipo de sistema tiene un punto mínimo del liquidus llamado punto eutéctico, por lo que se denominan “Sistemas binarios con Punto Eutéctico”. Aquí se describe un enfriamiento con cristalización en equilibrio, desde un líquido que tiene una composición global de 70% peso de An, en el punto A. Como el diagrama de temperatura (T) y composición (X) es isobárico, la ecuación es: V = 2 – 1 + 1 = 2. Así que podemos determinar completamente el sistema para una T específica y XliqAn o XliqDi. Por enfriamiento a 1450ºC (punto B) comienza a cristalizar el componente An pura (punto c). Aquí V = 2 – 2 + 1 = 1. Fijando una variable, como la T, todas las otras quedan determinadas a la T especificada. Si se continúa enfriando el sistema, la composición del líquido cambia desde B hasta D, cristalizando siempre An pura. Naturalmente si la An cristaliza desde el fundido, la composición del líquido remanente debe desplazarse, desde la An hacia la izquierda del diagrama. La cristalización de la An es una reacción continua, que tiene lugar en un rango de temperatura y que puede ser representada por:

Líquido 1 = Solido + Líquido 2

Aquí se puede aplicar la Regla de Lever para determinar las cantidades relativas de sólido y de líquido, sobre la base del 70% de An.

Sistema Diópsido-Anortita, isobárico (0,1 MPa), según Bowen (1951).

b) De disolución solida completa

Sistema de las Plagioclasas

Las curvas líquidus y solidus de las plagioclasas están determinadas por la temperatura y el calor de fusión de los componentes puros albita y anortita, que constituyen una solución sólida completa (Fig. inferior). Las dos curvas dan las composiciones de las fases líquidas y sólidas, que están en equilibrio mutuo, para las temperaturas dentro del intervalo de fusión.

¿Cuales son las posibles variables composicionales? Se elige la fracción en peso del componente An en la fase líquida:

XliqAn = nAn/(nAn + nAb)

Sistema de solución sólida de las plagioclasas.

Con el enfriamiento del sistema hasta el punto B a 1475º C, la plagioclasa comienza a cristalizar y los primeros cristales que se forman tienen una composición C (An87), diferente de la composición del líquido del cual se separan. Mientras que en los sistemas de un componente, una sola curva separa los campos del líquido y sólido; aquí tenemos dos curvas que especifican las composiciones del líquido y del sólido, con respecto a la temperatura. La curva superior es llamada líquidus y especifica la composición de cualquier líquido que coexista con un sólido a una temperatura particular. La curva inferior es la del sólidus y especifica la composición de cualquier sólido que coexista con un líquido a una temperatura particular. Los puntos B y C representan las composiciones del líquido y del sólido respectivamente. En esta situación la regla de las fases expresa: Para un sistema de dos componentes con dos fases y a una presión fija, la composición de ambas fases (líquida y sólida) dependen sólo de la temperatura. 

Sistema Forsterita – Fayalita

Es una serie de disolución sólida, con miscibilidad completa entre los miembros extremos. La sustitución más común en los minerales máficos, es la que ocurre entre Fe y Mg. Esto ocurre en todos los minerales máficos y tiene un efecto en la fusión similar al sistema de las plagioclasas. El sistema olivino, Mg2SiO4 (Fo – forsterita) – Fe2SiO4 (Fa – fayalita), está ilustrado en la Fig. inferior. El Mg y el Fe tienen tamaño y valencia similares. El Mg es ligeramente más pequeño y así forma fuertes enlaces en las fases minerales y se enriquece en el sólido en comparación con el líquido en composiciones intermedias. Un fundido de composición a (Fo56), produce un sólido C (Fo84) a aproximadamente 1700º C, y cristaliza completamente a 1480ºC cuando el líquido final se consume en el punto D (Fo23). En su comportamiento el sistema del olivino es enteramente análogo, al de las plagioclasas.

Sistema de solución sólida del olivino.

c) De fusión incongruente
Sistemas peritécticos binarios
Sistema Forsterita - Sílice

Como ejemplo de sistema peritéctico binario, veremos el sistema forsterita – sílice (Mg2SiO4 – SiO2), que se expresa en la Fig. 6-8, como diagrama isobárico a 0,1 Mpa, de fases T-X. Además del mínimo eutéctico (punto C) hay otro punto de inflexión en el sistema (punto I), llamado punto peritéctico, por lo que se denomina sistema peritéctico. El sistema tiene sólo dos componentes, con una fase intermedia de enstatita (En), que se ubica entre los miembros extremos forsterita (Fo) y el polimorfo de la sílice (S). La fase de la sílice presente varía con la temperatura. El campo de dos líquidos, sobre la derecha de la figura, es otra característica inusual, pero no es esencial en el sistema.

La composición de la En, se proyecta entre la forsterita y la cristobalita. La reacción posible es:

Mg2SiO4 + SiO2 = 2 MgSiO3

Fo cristobalita En

El olivino rico en Mg y el cuarzo, nunca coexisten en equilibrio en las rocas ígneas, y ellos reaccionan para formar ortopiroxena, hasta que uno de ellos se consume. Solo el miembro extremo del olivino, rico en Fe puede coexistir en equilibrio con el cuarzo en algunos granitos y riolitas alcalinas y rocas ricas en hierro poco comunes.

Sistema Forsterita-sílice a 0,1 MPa.

d) Desmezcla de disoluciones solidas

Sistema de los feldespatos alcalinos

El sistema NaAlSi3O8 – KAlSi3O8 (Ab – Or) se denomina sistema de los feldespatos alcalinos. El diagrama de fases T-X se simplifica a la PH2O = 0,2 Gpa, que se ilustra en la Fig. 6-9. El sistema a baja P es como la solución sólida de las plagioclasas y el eutéctico Di-An. La solución sólida completa solo es posible si hay un par de curvas sólido-líquido (como en los sistemas de las plagioclasas y del olivino). Las curvas muestran un mínimo de temperatura y así forman dos curvas, una a cada lado del punto eutéctico mínimo F. Las trayectorias de enfriamiento son similares al sistema de las plagioclasas. El enfriamiento del fundido comienza en A, y desde el líquido cristaliza un feldespato alcalino rico en potasio (ortosa) de composición B a ~1100º C. Este feldespato coexiste con un fundido más rico en sodio, punto C. Porque V = 2 – 2 + 1 = 1, o sea que ambos fundido y feldespato son dependientes de la temperatura, siguiendo respectivamente las curvas del líquidus y del sólidus. El enfriamiento es seguido por una reacción continua, donde la cantidad relativa del líquido decrece y la del sólido aumenta y puede ser determinada en cualquier punto por la Regla de Lever. Cuando la composición del feldespato alcanza el punto D, la composición del sólido es igual a la composición total y hay sólo una pequeña cantidad de líquido de composición E remanente. La última gota de líquido es usada en este punto y hay un único feldespato a la temperatura mas baja, donde f = 1 y V = 2, en el campo divariante de un “único feldespato”. Con un único feldespato se debe definir T y XfeldAb o XfeldOr, para determinar el sistema.

Sistema albita-ortosa. (Bowen 1913).

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

Best, M. 1982. Igneous and Metamorphic Petrology. 630 pp. W.H.Freeman & Co.

Bowen, N., 1913. The melting phenomena of the Plagioclase Feldspars. American Journal of Sciences. Serie 4, 35: 577-599.

Bowen, N.L. 1951. The crystallization of haplodioritic, and related magmas. Amer. Jour. Sci. 40: 161-185.

Cox, K.G., Bell, J.D., y Pankhurst, R.J. 1979. The Interpretation of Igneous Rocks. 450 pp. London. George Allen & Unwin.

Deer, W.A., Howie, R.A., y Zussman, J. 1962. Rock-forming minerals, 5 volúmenes. London. Longman.

http://www.insugeo.org.ar/libros/misc_18/06.htm

https://chirinossilvaroger.files.wordpress.com/2012/05/diagrama-de-fases-para-dos-o-tres-componentes.pdf

http://depa.fquim.unam.mx/amyd/archivero/DIAGRAMASDEFASEBINARIOSYTERNARIOSCLASEDEDra.ROBLES_19511.pdf

Read More