geoquimica apolicada a la mineralogia

BIBLIOTECA UC

II~I~ IDII ~hlID lID UIJI 11111 11111 ~I!UJJIDIflhl~5304760002

UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRIDFACULTAD DE CIENCIAS GEOLGICAS

DEPARTAMENTO DE PETROLOGA Y GEOQUMICA

GEOQUMICA DE LAS ROCAS BASLTICAS YLEUCITITAS DE LA REGIN VOLCNICA DE

CAMPO DE CALATRAVA, ESPANA.

Y. p

Tesis Doctoral

Jos M~ Cebri GmezDirector: J. Lpez Ruiz

co-Director: E. Ancochea Soto

Madrid, Abril 1992

AGRADECIMIENTOS

En la elaboracin de este trabajo he recibido el apoyo de muchas personas. Deentre ellas, quiero destacar a las siguientes:

Al director de la Tesis, Prof J. Lpez Ruiz, quien me ha facilitado toda clase deayuda y con el que he pasado muy buenos momentos durante la realizacin deesta memoria. Asimismo agradezco su ayuda al co-director Dr. E. Ancochea.

En los Laboratoires Associs de Go]ogie, Ptrologie et Gochimie de laUniversidad de Lieja (Blgica), al Prof. J.C. Duchesne por facilitar mi estanciaen dicho laboratorio, al Dr. 1. Roelandts por los anlisis por ICP y al Dr.6. Bologne por su ayuda en los anlisis por FRX. Asimismo a las Drs. E.Wi]niart y J. Vander Auwera y al Prof Blliere.

En el Museo Nacional de Ciencias Naturales, a M. Vallejo y M. Ruiz Pineda porlos anlisis por absorcin atmica, a 1. De la Puente por los anlisis pormicrosonda electrnica, a M. Castillejo y A. Viloria por la elaboracin de laslminas delgadas y a J. Arroyo por la delineacin del mapa geolgico. Asimismo,a los Drs. M. Hoyos y C. Martn Escorza por sus comentarios y ayuda.

Finalmente, quiero dejar constancia de mi agradecimiento aLola, Ana Villanueva,mi hermano Antonio, Luis Barbero, Luis Snchez, Javier 6. Guinea, Losqumicos y muy especialmente a mis padres, a quienes dedico esta Tesis.

1. CARACTERES GENERALES DEL VOLCANISMO..

INTRODUCCIN

MARCO GEOLGICO

CARACTERISTICAS DEL VOLCAMSMO

EDAD DEL VOLCANISMO

DISTRIBUCION ESPACIAL

CLASIFICACIN Y NOMENCLATURA ...

2. CARACTERES PETROLGICOS Y GEOQUIMICOS

GEOQUIMICA DE LAS FASES MINERALES

OlivinoClinopiroxenoMelilitaNefelinaLeucita

2225323638

NDICE

1

1

2

6

10

12

16

20

22

Indice ji

PlagioclasaFlogopitaxidos de Fe-TiAnfbolSecuencia de cristalizacin

GEOQUMICA DE LAS ROCAS..

Elementos mayoresElementos traza

Diagramas spiderIstopos de Sr, Nd y O

IDENTIFICACIN DEL PROCESO GENETICOCaracteres de los magmas primariosCaractersticas del manto originalCristalizacin fraccionada

3. COMPARACIN CON OTRAS REGIONESVOLCNICAS DE INTRAPLACA

73757880

82

ELEMENTOS MAYORES 84

ELEMENTOS TRAZATierras raras

8996

98RELACIONES ISOTPICAS DE Sr-Nd-O

COMPARACIN CON EL VOLCANISMO BASLTICOALCALINO RECIENTE DE LA PENINSULA IBRICA 101

Regin NE 103Regin SE 107Sector Cofrentes-Picasent 107Ambiente geodinmico del volcanismo peninsular 110

4042454648

50

. . . 5057

. . . 6670

Indice ji

4. GEOTERMOMETRIA Y GEOBAROMETRIA

GEOTERMMETROS APLICABLES A LAS ROCASDE CAMPO DE CALATRAVA

Olivino-lquidoOlivino-ClinopiroxenoGeotermmetros para clinopiroxenosPlagioclasa-lquidoGeotermmetros basados en la composicin

de lquidos baslticos

GEOBARMETROS APLICABLES A LAS ROCASDE CAMPO DE CALATRAVA

112

112119121123

124

128

RESULTADOS OBTENIDOSOlivinoClinopiroxenoPlagioclasaFeldespatoides y MelilitaMagnetitaFugacidad de oxgenoSecuencia de cristalizacin basadaen las estimaciones de temperatura

131.132

138141145146

147

150

5. MECANISMO GENTICO.EVALUACIN DE SUS PARMETROS 153

MODELIZACIN CUANTITATIVA DELPROCESO DE FUSIN

Elementos incompatibles y compatibles del sistemaEvaluacin del rango de fusinRestricciones del grado de fusin y de la

composicin del materia] originarioClculo de F y de C, D y PL para los

elementos altamente incompatibles

156156171

172

111

182

Indice iv

Clculo de C, pL y D para los restanteselementos traza

Evaluacin de los parmetros del proceso defusin para las leucititas olivnicas

COMPOSICIN MINERALOGICA DELMANTO ORIGINAL

Evaluacin de la composicin mineralgica.Presencia de fases minoritanas

Composicin mineralgica del manto fuentede las leucititas olivnicas

Variacin mineralgica durante la fusin

185

189

192

193

198 202

MODELIZACIN CUANTITATIVA DEL PROCESO DECRiSTALIZACIN FRACCIONADA

Fases minerales fraccionadasComposicin de los magmas inicialesPorcentaje de cristalizacin. Porcentaje

de las fases fraccionadasCoeficientes de distribucin global

FORMACIN DE ACUMULADOS

6. IMPLICACIONES GEODINMICAS 233

CONCLUSIONES 239

Apndice 1. TCNICAS ANALTICASTABLAS DE ANLISIS QUMICOS 245

TCNICAS ANALTICAS 245Microsonda electrnica 245Absorcin atmica 245

203205

206

.213 219

225

Indice y

Fluorescencia de rayos XPlasma inducido (ICP)Espectrometra de masas

TABLAS DE ANLISIS QUMICOS

MTODOS DE CLCULO.SOFTWARE UTILIZADO

MTODOS DE CLCULOProcedimiento utilizado para la

determinacin de los parmetrosdel proceso de fusin parcial

Clculo de la norma CJPWClculos en fases minerales

Tnninas finales de la melilitaContenido en Fe~, 1120 y F en biotitasFrmula estructural del anfibol

SOFTWARE UTILIZADOProgramas para mineralogaProgramas para clculos geoquimicos en roca

282

.282

282284285285286286

287287288

Apndice 2.

246 249 249

250

REFERENCIAS 290

Captulo 1

CARACTERES GENERALESDEL VOLCANISMO.

INTRODUCCIN.

La metodologa desarrollada en estos ltimos aos para las rocas gneas, basada

en la modelizacin de los istopos y de los elementos traza, permite extraer

importantes consecuencias tanto del proceso petrogentico como del material

fuente del que proceden.

Las rocas baslticas y leucititas de Campo de Calatrava (CC), constituyen unexcelente ejemplo para abordar los dos problemas mencionados, ya que entre ellaspredominan las que representan lquidos primarios o muy poco diferenciados.

Adems, el contexto geodinmico en el que aparece este volcanismo, permite

discutir si el material fuente de los lquidos magmticos es la astenosfera y/o la

litosfera enriquecida, as como evaluar el grado de interaccin con la corteza

continental que atraviesan durante su ascenso hacia la superficie.

Los primeros trabajos sobre esta regin datan de principios de siglo (GonzlezRegueral, 1920; Hernndez-Pacheco 1921, 1927, 1932; Burri y Parga, 1933;

Caracteres generales 2

Parga, 1935; De la Rosa et al., 1928, 1932; Fernndez Valds eral., 1931;Fernndez Valds y Alvarado, 1935; Alvarado et al., 1935; Templado et al.,1935). Posteriormente, las Tesis doctorales de Molina (1975) y sobre todo la deAncochea (1982) y los trabajos relacionados con ella (Ancochea, 1979, 1984;Ancochea y Del Moro, 1981; Ancochea e Ibarrola, 1982; Ancochea eraL, 1979;Ancochea y Brndle, 1982) han supuesto un notable avance en el conocimientode este volcanismo al caracterizarlo con precisin y establecer su evolucinespacial y temporal. Ms recientemente Ancochea (1982 b) y Ancochea y Nixon(1987), han caracterizado los xenolitos mantlicos que aparecen en estas rocas;Bonadonna y Villa (1986), Hoyos et al. (1986) y Calvo et al. (1990) han aportadonuevos datos sobre la relacin entre el volcanismo y la sedimentacin de las

cuencas negenas, y Bergamn et al. (1984), Bergamn y Carb (1986) y Doblaser al. (1991) han determinado los caracteres geofsicos de la litosfera bajo CC yla evolucin geodinmica de esta regin.

En este trabajo se discuten las condiciones de temperatura y presin bajo las queha tenido lugar la cristalizacin de estas rocas; se establece un modelopetrogentico coherente para las mismas; se fija la composicin mineralgica yqumica del manto del que proceden y, finalmente, se abordan las implicaciones

geodinmicas de este volcanismo.

MARCO GEOLGICO.

La regin volcnica de CC, se sita en el extremo SE del Macizo Hercnicoibrico y est limitada al norte y oeste por los Montes de Toledo, al este por lallanura manchega y al sur por Sierra Morena. Ocupa una superficie aproximada


de 4000 Km2, donde se distribuyen de forma dispersa cerca de 200 afloramientos

volcnicos (Fig. 1).

El sustrato paleozoico est constituido fundamentalmente por la cuarcita

armoricana (Ordovcico inferior) y en menor proporcin por pizarras (Ordovcicoa Silrico) y calizas (Ordovcico superior). Los materiales hercnicos se disponenen una serie de amplios domos separados por zonas sinclinales (Vegas y Roiz,1979 y Julivert a al., 1983), que dan lugar a sierras con orientacin E-W Estasestructuras estn intensamente fracturadas segn direcciones NW-SE, NE-SW,

E-W y N-S, lo que da lugar a un conjunto de bloques relativamenteindependientes unos de otros, que han condicionado la evolucin posterior de las

cuencas negenas (Molina, 1975).

Sobre las rocas paleozoicas se disponen discordantemente las series negenas

continentales. Estas estn separadas del basamento hercnico en algunas zonas por

conglomerados o brechas de cantos de cuarcitas y pizarras con cementoferruginoso, de posible edad Oligoceno superior-Mioceno inferior (Molina, 1975;IGME, 1988). Donde este nivel est ausente, existe una zona depaleometeorizacin que se manifiesta por la tincin rojiza de las cuarcitas o porla presencia de lutitas rojas cuando la alteracin afecta a las pizarras (De Torreset al., 1986). Durante el Oligoceno y Mioceno inferior, se produce la reactivacinde las fracturas del zcalo y la estructuracin de una serie de cuencas ms o

menos aisladas en las que se produce la sedimentacin negena. La evolucin de

estas cuencas, est dominada por un rgimen tectnico distensivo que se inicia en

el Mioceno superior, despus de la fase de compresin btica (Prez Gonzlez,1981).

En el sector norte de esta regin, se han distinguido dos subcuencas (Alcolea deCalatrava y Corral de Calatrava) conectadas hacia el este con la llanura manchega


(Molina, 1975). A partir del trabajo de Prez Gonzlez (1981), se ha establecidouna evolucin general para la sedimentacin desde el Mioceno superior al

Pleistoceno inferior en la llanura manchega y CC (IGME, 1988). Segn estasntesis, el relleno de las cuencas se inicia en el Mioceno superior-Pliocenoinferior, con la formacin de abanicos aluviales y facies fluviales que evolucionan

hacia facies lacustres de carcter expansivo. En el lmite Plioceno inferior-

Plioceno superior, se produce una fase tectnica que provoca una suave

deformacin de los materiales del Plioceno inferior y la apertura de la Cuenca

manchega. Tras la formacin de una superficie de aplanamiento, la sedimentacin

se extiende a toda la llanura manchega con la formacin de abanicos aluviales yde facies fluvio-lacustres, lagunares y lacustres que colmatan las depresiones. En

el Plioceno superior, se produce una nueva fase tectnica que provoca una

ondulacin regional en los sedimentos. A continuacin, se genera una superficie

de erosin-depsito con karstifcacin del sustrato y formacin de glacis, quequeda fosilizada por costras laminares. En el Plioceno superior (prximo al lmitecon el Cuaternario), se deposita la Rafia como consecuencia de la continuacin delos impulsos tectnicos y la alteracin qumica del sustrato hercnico.

Posteriormente, se instala una nueva superficie erosiva, sobre la que se

desarrollaron suelos rojos y costras calcreas. Finalmente, durante el Pleistoceno,se produce la instalacin de la red fluvial.

El volcanismo se inicia en el Mioceno superior con el comienzo de la tectnica

distensiva y se desarrolla a lo largo de la sedimentacin negena-cuaternana, a

la que ha condicionado localmente. Lgicamente, los edificios volcnicos que han

tenido una historia relativamente prolongada en el tiempo, son los que aportan

ms datos para establecer la relacin entre la actividad volcnica y la evolucinde las cuencas negenas. Uno de los mejores ejemplos, es el de la seriesedimentaria relacionada con los materiales volcnicos del Cabezo Segura

(Fig. 2). A muro de esta serie se observan depsitos de abanicos aluviales


5W NF.

680 CABEZO SEGURA

EEC]

5 Superficie de colrrotocidn

VOL OANL SMO ~ Hdromcgmdticopirociostos y ovos[~ Ccrbo~ctos

1 ~ Corbonotos, rnorqos y detrticos finosSEOIM ENTACION

E: conglomerodos, orenos y liososLII RooFg. 2. Corte esquen0tico del valle del -fo Jabaldos en las proximidades del cabezoSegura (segulo Calvo t al., 1990).

(conglomerados de cuarcita), en los que no aparecen materiales volcnicos, lo queindica que la estructuracin de la cuenca es anterior o casi contempornea con el

volcanismo. Por encima de estos materiales, se encuentran limos, carbonatos, un

nivel freatomagmtico y a continuacin tres coladas baslticas. La segunda de

ellas fosiliza a un tramo carbontico que probablemente corresponde al nivel decolmatacin de la cuenca. A su vez, la tercera colada se encuentra por encima del

nivel de la Raa, lo que indica que la actividad de este volcn se prolonga durante

el Cuaternario. Por encima de esta colada, se disponen depsitos

freatomagmticos en los que se puede observar un nivel carbontico aislado dems de 1 m de potencia. Esto implica que despus de la colmatacin de la cuenca

y de la estructuracin de la red fluvial, existan zonas palustres-lagunares

restringidas. Esta situacin es similar a la observada en las proximidades del

yacimiento Las 1-ligueruelas (cuenca de Alcolea), donde se ha constatado que losprocesos de construccin/destruccin de los edificios volcnicos, dieron lugar a

RAA

O 5K

RIO


zonas deprimidas en las que se produjo la sedimentacin en un ambiente palustre(Hoyos et al., 1986).

La disposicin de otros volcanes, indica una evolucin diferente. Por ejemplo, elvolcn Cerro Gordo (3o44~37~38o49~48~) est instalado sobre los materialespaleozoicos, separado de stos por un depsito freatomagmtico y

morfolgicamente colgado respecto a la cuenca adyacente, lo que sugiere que la

estructuracin de sta es posterior a la construccin del edificio volcnico. Los

materiales que constituyen el volcn son fundamentalmente piroclastos y lavas.

En sus proximidades se puede observar otro depsito freatomagmtico, pero

separado y en una cota inferior.

Como se desprende de los prrafos precedentes, el volcanismo ms antiguo se

desarrolla en el Mioceno, antes de la estructuracin de las cuencas negenas. En

este caso, las erupciones freatomagmticas estn restringidas a las primeras etapas

de actividad y son seguidas por erupciones de tipo estromboliano. Los volcanes

cuya actividad se inicia o continua tras la formacin de las cuencas, pueden

presentar una evolucin ms compleja, con alternancia de episodios explosivos yefusivos, y las erupciones freatomagmticas son ms frecuentes. Durante las fases

de relleno de las cuencas, el volcanismo favoreci la formacin de zonas palustres

restringidas y la modificacin de las que existan previamente> La presencia de

estos niveles freticos someros, probablemente favoreci la produccin de las

explosiones freatomagmticas.

CARACTERSTICAS DEL VOLCANISMO.

Como ya se ha indicado, el volcanismo de CC est representado por una serie de

afloramientos dispersos en un rea muy amplia. La mayor parte son edificios


volcnicos, cuya morfologa solo se conserva parcialmente, a pesar de su edad

relativamente reciente.

Hernndez-Pacheco (1932) realiz un exhaustivo inventario de los afloramientosvolcnicos y distingui los tipos de edificios. Los ms frecuentes son los conos

de cinder y/o de tobas, formados por erupciones estrombolianas y constituidos sumayor parte por materiales de proyeccin area (Fig. 3). Menos frecuentes sonlos volcanes-cpula o en escudo, desarrollados durante erupciones eminentemente

efusivas, por acumulacin de los materiales en tomo a la boca de salida (Fig. 4).Por lo general, los edificios son monognicos y las coladas suelen ser de poca

extensin. Sin embargo, tambin existen volcanes que han sufrido una historia

ms compleja, con interrupciones en su actividad y alternancia de episodiosexplosivos y efusivos (p.ej. Cabezo Segura, Fig. 2). En pocos casos las coladashan ocupado grandes extensiones (p.ej. colada de Piedrabuena). Adems delmecanismo eruptivo, la morfologa del lugar donde se instal el volcn es el

factor que ms ha condicionado la forma del edificio volcnico. Por ejemplo, enlas sierras de cuarcitas no se han desarrollado volcanes en escudo, tpicos de las

llanuras terciarias. Finalmente, la erosin ha modificado las morfologasoriginales, llegando en algunos casos a la destruccin casi completa del edificio.

Los materiales piroclsticos cubren todo el rango de granulometras, desde cenizas

hasta lapilli y bombas, que llegan a superar el metro de dimetro. En los edificios

estrombolianos que han proyectado mayor volumen de piroclastos, se puede

observar granoseleccin positiva en funcin de la distancia al punto de emisin.Las coladas son de pequeo espesor y muestran disyuncin columnar grosera

(Fig. 5) y alteracin en bolas (Fig. 6) o en lajas. Es frecuente que la base de lacolada presente disyuncin columnar y que en la parte superior forme bolas, que

quedan englobadas por el suelo que cubre la colada. Otras estructuras (lavascordadas, texturas fluidales, etc.) son infrecuentes, debido a la alteracin.

Caracteres generales lo

Las emisiones freatomagmticas son tambin muy frecuentes en el rea estudiada.Este mecanismo de alta explosividad, es consecuencia del contactoentre el magma

y un acufero, lo que provoca la vaporizacin casi instantnea del agua y la

fragmentacin violenta del magma y la roca encajante. La estructura que resulta(maar), consiste en un crter situado por debajo del nivel del terreno, rodeado porun anillo de tobas. En CC, Ancochea (1982) cita ms de 40 maares. En general,el anillo de tobas no supera los 10-20 m de altura, tiene forma circular o elptica

y su dimetro externo oscila entre 600 m y 1.8 Km. Los materiales que componenel anillo son tanto de origen magmtico (sobre todo cenizas y lapilli), como delencajante. Se disponen en bandas de espesor variable, con contactos irregularese internamente presentan estratificacin cruzada y estructuras indicativas de un

rgimen de flujo elevado. De forma dispersa se encuentran bombas y fragmentosdel encajante, que al caer han deformado la estratificacin previa (Fig. 7). Enalgunos maares son tambin frecuentes los enclaves de peridotita y de

megacristales de anfbol, piroxeno y mica. La geometra y la estructura interna

de estos depsitos, sugiere que se han formado por el desplazamiento de una nuberadial rasante (base surge). En la actualidad, el crter de muchos maares estocupado por lagunas ms o menos estables (Fig. 8).

EDAD DEL VOLCANISMO.

En las cuencas de Alcolea y Corral de Calatrava, a partir de criterios

estratigrficos Molina (1975) distingui tres episodios volcnicos. El primero deellos, se desarrolla al final del Mioceno y es datado como preJuroliense. La

segunda etapa de actividad, fue datada a partir de su relacin con el yacimiento

Villafranquiense de Las Higueruelas como Rusciniense inferior. Por ltimo, el

tercer episodio se considera posterior a la fauna del yacimiento de Valverde

(Cromeriense) y anterior a la terraza 6m del Guadiana (Rissiense).


Las determinaciones radiomtricas disponibles (Ancochea eral., 1979; Ancochea,1982, y Bonadonna y Villa, 1986) (Tabla 1), confirman en parte el rango de edadestablecido por criterios estratigrficos y paleontolgicos. Segn las datacionesK/Ar, la actividad volcnica se inicia hace 8.7+0.9 ma, con la extrusin deleucititas olivnicas y contina a los 7.7 y a los 6.4 ma. Las siguientes erupciones

datadas no se producen hasta los 4.5 ma, a partir de las cuales la actividadcontinua hasta los 1.7+0.4 ma. La aparente interrupcin entre los 6 y los 5 ma,

tambin es detectada por las determinaciones de remanencia magntica de estasrocas (Ancochea, 1979, 1982). Sin embargo, como indica este autor, dichainterrupcin puede ser debida al muestreo. Adems, el reducido nmero de

determinaciones impide su extrapolacin al conjunto de la regin o establecerposibles variaciones de la actividad a lo largo del tiempo.

La comparacin de estas determinaciones con las obtenidas para el resto del

volcanismo negeno-cuaternario peninsular (Fig. 9), demuestra que la actividadde CC coincide con la pauta de evolucin temporal de aquel. As, el volcanismo

potsico de CC es aproximadamente coetneo con el ultrapotsico de la regin

SE, mientras que la extrusin de los magmas baslticos alcalinos es postenor y

aproximadamente simultnea con el volcanismo basltico de Cartagena (reginSE) y de Cofrentes.

DISTRIBUCIN ESPACIAL.

La extrusin de los magmas se ha debido producir a favor de fracturas que han

atravesado materiales paleozoicos y terciarios-cuaternarios. Sin embargo, la

cartografa de los focos volcnicos no muestra ninguna alineacin preferente que

permita identificar cual de los sistemas de fracturacin existentes en la regin, ha

condicionado la distribucin de los edificios volcnicos.


TABLA 1. Determinaciones radiomtricas K/Ar enCampo de Calatrava.

las rocas de

Volcn Muestra Hoja (1:50000) Edad (ma)

Morrn de VillamayorMorrn de Villamayor

Morrn de Villamayor

Juan de la Puerta

Cerro Pelado

Colada inferior

Las Higueruelas

Colada del OjailnCabezo Segura

Las Higueruelas

Cabezo del Moro

Cerro Pelado

Corrales

Juan de la Puerta

Las Higueruelas

El Cabezuelo

El Junquillo

La Atalaya

10

9

11

13

7

VH-3

VH-8

6

1

VH-14

VH-20

8

12

VH-1

14

54

3

810810

810784

810

784

784

836

784

784

784

810

784

784

784

836

785837

8.7+0.9

7.7+0.4

6.40.2

4.7+0.7

4.6+0.7

4.48 +0.453.82 +0.34

3 .70.7

3.7+0.7

3.52+0.453.46+0.11

3.40.4

3.2+0.4

3.18+0.23

3.00.9

2.8+0.6

1.78+0.4

1.75 +0.4

Brndle

14Caracteres generales

GarrotiaSelva

AmpurdAnCofrentes

Campo de CalatravaCartagena

Campo de CalatravaRegin SE

Regin SE

Cabo de Gatau

0 5 10 15 20Millones de aftos

Hg. 9. Edad de las series de rocas volcnicas recientes peninsulares, segn lasdeterminaciones geocronolgicas de Donville (1973 a, b y c), Senz Ridruejo yLpez Marinas (1975), BeIIon y Brousse (1977), BeIlon y Letouzey (1977),Ancochea el al. (1979), Nobel el al. (1981), ReIlen el cl. (1981, 1983) yBonadonna y Villa (1986). EA: Volcanismo basltico alcalino; 1 hP: V. potsicoy ultrapotsico; CAP SE: V. calco-alcalino potsico y shoshontico; CA: V. calco-alcalino.

Para solventar este problema, Ancochea y Br.ndle (1982) y Ancochea (1982),realizaron un estudio estadstico de los centros volcnicos. Segn estos autores,

los afloramientos volcnicos ocupan una extensin de --200 Km2

(aproximadamente, 1 centro de emisin cada 30 Km2). Por litologas, los basaltosolivnicos se disponen en una banda central de direccin NNW-SSE, y en reasprogresivamente mayores, pero sin presentar orientacin, trminos cada vez ms

subsaturados (nefelinitas y melilititas). Las leucititas fueron ignoradas en estadistribucin, ya que solo estn representadas por un afloramiento (Morrn deVillamayor). Sin embargo, por sus caracteres excepcionales (fundamentalmentegeoqumicos y de edad) es uno de los ms importantes de la regin (Figs.10 y 11).

- a

h


El carcter puntual y disperso de este volcanismo facilita la aplicacin de mtodosestadsticos para la identificacin de alineaciones preferentes. Ancochea y

Brndle (1982) consideraron como lineaciones posibles, aquellas que unen unmnimo de 4 centros volcnicos. El tratamiento estadstico de las alineaciones

obtenidas, sugiere la existencia de dos directrices principales a N. 105 o~120o .E yN. l6O0~170o .E, la primera de las cuales coincide aproximadamente con la

alineacin de los basaltos olivnicos. La aplicacin del mtodo propuesto por

Martn Escorza (1991), tambin proporciona una directriz principal entreN.1000-l2OtE (Martn Escorza, com. per.). Esta direccin coincide de formaaproximada con la que predomina en las estructuras de plegamiento que se

observan en los materiales paleozoicos en la zona de los Montes de Toledo donde

se encuentra el volcanismo. En consecuencia, cabe suponer que el ascenso de los

magmas se ha producido a favor de fracturas longitudinales profundas,establecidas durante la orogenia hercnica y reactivadas durante los ciclos

tectnicos alpinos.

CLASIFICACIN Y NOMENCLATURA.

Todas las rocas de CC tienen olivino y clinopiroxeno como fases principales, por

lo que su clasificacin se debe basar en la presencia/ausencia de las fases

minoritarias ms importantes (melilita, nefelina, leucita y plagioclasa). La nefelinaest asociada a melilita en algunos casos y a leucita en las leucititas, aunque

tambin aparece como nica fase leucocrata. No se ha detectado la coexistencia

de plagioclasa y feldespatoides (==basanitas). De acuerdo con estos caracterespetrolgicos y si se considera la nomenclatura que se utiliza en la actualidad para

rocas baslticas (p.ej. Sorensen, 1974 y Streckeissen, 1979), las rocas de CC sepueden denominar melilititas olivnicas (con melilita y sin nefelina), melilititas

17Caracteres generales

olivinico-nefelnicas (con melilitanefelina), nefelinitas olivnicas (solo connefelina), leucititas olivnicas (con leucita), basaltos olivnicos alcalinos (conplagioclasa) y limburgitas (con matriz criptocristalina o vtrea).

La clasificacin modal de las rocas volcnicas plantea dificultades, sobre todo en

aquellos casos en los que, debido al reducido tamao de los cristales o a lapresencia de componentes vtreos, no es posible identificar la mineraloga de la

matriz, como sucede en muchas rocas de CC. Por esta razn, se han propuestodiferentes mtodos de clasificacin, basados en la composicin qumica o en la

mineraloga normativa.

La utilizacin del primer tipo de clasificaciones (p.ej. Cox a aL, 1979; La Rocheet al., 1980) no resultan adecuados para las rocas de CC, ya que no diferencianalgunos de los trminos (ver Ancochea, 1982). A partir de los criterios msaceptados para la clasificacin normativa de rocas baslticas (fundamentalmente,McDonald y Katsura, 1964 y Oreen, 1969), Ancochea (1982) estableci6 unaclasificacin normativa para las rocas de CC (Tabla 2).

Debido a la existencia de rocas con matriz criptocristalina o con componentes

vtreos, en esta clasificacin se considera el trmino basanita. Por otro lado,

Ancochea (1982) incluy un criterio modal para subdividir las melilititasolivnicas. Las leucititas no se distinguen a partir de su composicin normativa,sino por su mayor abundancia en 1(20 respecto a Na2O. El autor antes citadoconsider tambin la utilizacin del prefijo mela para aquellas rocas quepresentan un anormal enriquecimiento en componentes melanocrticos, respecto

a la media.

Las clasificaciones modal y normativa presentan un buen ajuste, por lo que paraevitar la indeterminacin que supone el trmino limburgita, en este trabajo seutiliza solo la clasificacin normativa.

Caracteres generales

TABLA 2. Clasificacin normativa de las rocas de Campo de Calatrava(segn Ancoehea, 1982).

BASALTO OLIVNICO (Hy < 3%)

BASALTO OLIVN[CO ALCALINO

BASANITA (Nc y Ab> 5%)

Nefelinita oliv(nica (s.s.)NEFELINiTA OLIvINICA (s.l.) (Ne>5% y Ab


nefelinitas y melilititas, introducen cierta confusin en las denominaciones y no

responden a diferencias geoqumicas destacables, por lo que tambin han sido

ignoradas. As, la clasificacin que finalmente se ha adoptado en este trabajo esla siguiente:

TABLA 3. Clasificacin normativa deCalatrava adoptada en este trabajo.

las rocas de Campo de

Ab Or Lc Cs

Melilitita olivnica 0

Nefelinita olivnica 5% Leucitita olivnica K20> Na2O

Ab: albita; Or: ortosa; An: anortita; Ne: nefelina; Lc: leucita; Cs:calcio. : presente; O: no siempre presente; sin sfmbolo: ausente.

ortosilicato de

En esta clasificacin se considera adems la existencia de un grupo de leucititas,

caracterizado por un porcentaje elevado de fenocristales de olivino y que puedeser distinguido fcilmente por su abundancia en determinados elementos (vercaptulo 2). Como propone Ancochea (1982), este grupo se ha denominadomelaleucititas olivnicas. El prefijo mela no se ha utilizado en ningn otro caso.

Captulo 2

CARA CTERES PETROLGICOSY GROQUMICOS.

Las rocas volcnicas de CC presentan una gran homogeneidad petrogrfica. En

general, son holocristalinas con tendencia porfdica y matriz microcristalina. Las

rocas con matriz hipocristalina son menos abundantes y en todos los casos elvidrio es minoritario. En todas ellas, las fases mayoritarias son olivino y

clinopiroxeno. Estos aparecen como fenocristales y como constituyentes de la

matriz, presentando todos los tamaos intermedios. Los xidos de Fe-Ti tambin

se encuentran en todas las rocas, como microcristales en la matriz e incluidos en

los fenocristales de olivino y clinopiroxeno, y, ocasionalmente, como

microfenocristales.

En Jas melilititas y leucititas, la melilita y la leucita son respectivamente fases

constituyentes de la matriz y por lo general no alcanzan el tamao de

microfenocristal. La nefelina aparece asociada a estas dos fases, en posiciones

intersticiales. Tambin puede aparecer como nica fase leucocrata (nefelinitas),en forma de microcristales subidiomorfos y ocupando la misma posicin que en

melilititas y leucititas. La plagioclasa se encuentra en los basaltos olivnicos, con

tamaos que oscilan de microfenoeristal a microcristal, por lo general idiomorfos

21Caracteres petrolgicos y geoqunicos

o subidiomorfos. En raras ocasiones se han observado fenocristales subidiomorfos

aislados. No se ha constatado la coexistencia de plagioclasa y feldespatoides.

La biotita se encuentra de forma espordica como fase minoritaria en todos los

grupos, a excepcin de las leucititas, donde aparece en mayor proporcin. En

general se dispone de forma intersticial, pero tambin se puede encontrar como

microcristales subidiomorfos. La analcima y el apatito son tambin fases

accesorias que aparecen con relativa frecuencia en todos los grupos. La primerasuele rellenar intersticios, mientras que la forma ms frecuente de aparicin del

apatito es en microcristales aciculares incluidos en otros minerales de la matriz.Ocasionalmente tambin se encuentra como inclusiones en fenocristales de

clinopiroxeno de color verde y alcanza longitudes mayores (hasta 4 mm). Laperovskita aparece como mineral accesorio en algunas melilititas, en forma de

pequeos cristales idiomorfos a subidiomorfos incluidos en otros minerales. En

algunas melilititas tambin aparece sodalita en proporciones relativamente

elevadas.

Los minerales secundados ms frecuentes son las ceolitas (phillipsita,thompsonita, scolectita, mesolita y stilbita; Ancochea, 1982) y el carbonatoclcico. Todos ellos, suelen ocupar vacuolas y fisuras. Las ceolitas tambin

aparecen en aureolas alrededor de enclaves de rocas sedimentarias (Ancochea,1974). En algunos casos, las relaciones texturales de! carbonato respecto a lasfases gneas, sugieren que aquel tuvo un origen magmtico (Ancochea, 1982).

Los xenolitos de origen mantlico son frecuentes en estas rocas. En general tienen

forma redondeada y su tamao vara de 2-3 cm hasta 20 cm. La composicin de

estos enclaves es muy diversa, desde tipos sin fases hidratadas (wehrlitas:10-40% 01 60-90% Cpx, y lherzolitas: 60-90% 01 6-30% Opx

3-16% Cpx +

22Caracteres petrotgicas y geaqumicos

50% Cpx 7-75% Anf + 8-50% Flg), as como wehrlitas anfiblicas(30-50% 01 + 4-20% Cpx + 40-50% Anf), y lherzolitas anfiblicas y micceas,cuya composicin es anloga a la de las otras llierzolitas, pero con proporciones

de anfbol y flogopita entre 4-8% y

23Caracteres petrolgicos y geoqumicos

so

86-

MO> M(xnY> Nfl(mF) 14V) 14mT)

flg. 12. Rangos de variacin (barras verticales) y valor medio (lnea horizontal) delporcentaje de orsterita en los fenocristales (E) y microfenocristales (mP) de lasmelilititas ~ nefelinitas (N), basaltos olivnicos ~B) y leucititas (L) de Campo deCalatrava.

supera el 0.3%. La diferencia composicional entre los fenocristales y los

microfenocristales es mnima, y aunque los primeros suelen ser ligeramente msmagnsicos que los segundos, el porcentaje de forsterita de los microfenocristalesse encuentra dentro del rango de los fenocristales (Fig. 12). Por lo que respectaa la variacin entre los grupos litolgicos, existe una ligera disminucin de la

abundancia en Mg desde las melilititas hasta nefelinitas y basaltos. Sin embargo,

el rango de variacin de estos dos ltimos grupos es muy semejante y seencuentra dentro del que exhiben las melilititas, que es el ms amplio de la sene.El contenido en forsterita de los olivinos de las leucititas (88%) es ligeramentesuperior al de las melilititas (87%), pero como se puede observar en la Fig. 12,la composicin del olivino de dicho grupo se encuentra dentro del rango de las

melilititas. Finalmente, las determinaciones de Ca sugieren un ligero aumento en

la sustitucin del Mg por Ca en el olivino, al aumentar el contenido en CaO del

lquido que lo rodea.

Caracteres petrolgicos y geoqumicos 25

Clinopiroxeno.

El clinopiroxeno est presente en todos los tipos petrolgicos como fenocristal,

aunque es ms frecuente como microfenocristal y formando parte de la matriz. En

raras ocasiones aparecen cristales aislados de tamao centimtrico. Losfenocristales suelen presentar inclusiones de xidos de Fe-Ti y ms raramente de

olivino (Fig. 14). Con frecuencia, el tamao y nmero de las inclusiones dexidos aumenta desde el centro al borde del cristal husped.

Por lo general, los fenocristales y los microfenocristales estn zonados. La

zonacin consiste en un ncleo verde alotriomorfo y redondeado, que est rodeado

por un borde idiomorfo-subidiomorfo cuya zona interna es marrn claro y laexterna es pardo-rojiza (Fig. 20). Esta zonacin no est completa en todos loscristales. As, los ncleos verdes estn restringidos a algunos fenocristales y el

borde pardo-rojizo no aparece siempre. A su vez, los cristales de menor tamaono suelen estar zonados y su color es en general el mismo que presenta el borde

de los fenocristales coexistentes.

En las Tablas 5 y 6, se recogen los anlisis efectuados en los clinopiroxenos de

las rocas de CC. Asimismo, se incluye la frmula estructural, el contenido en

Fe3~ calculado por balance de cargas, los parmetros utilizados en la clasificacin

propuesta por la IMA (Morimoto, 1988, 1989) y los trminos finales segn lanorma de Kushiro (1962). Todos los clculos se han realizado con el programaPX (Cebri, 1990).

Como se desprende del diagrama Q-J (Fig. 15), estos piroxenos corresponden algrupo Quad (Ca-Mg-Fe), cuya clasificacin se realiza en el tringulo Wo-En-Fs.


2.0

1.5

0>1.0

0.5

0.00.0

Fig. 15. Proyeccin de los clinopiroxenos de las rocas de Campo de Calatrava enel diagrama Q (Ca+Mg+Fe2~)-J (2Na) (segn Morimoto, 1988, 1989). Lossiinbolos blancos corresponden a las zonas de borde y los negros a los ncleosverdes (~: melilititas; Li: nefelinitas; O: basaltos olivfnicos; O; leucititas). Paracom

1,aracin se han proyectado los clinopiroxenos presentes en los xenolil.osmantlicos presentes en las leucititas ().

La proyeccin en dicho diagrama (Fig. 16), demuestra el enriquecimiento en Cade dichos piroxenos, ya que la mayor parte se sita en o sobre el campo del

diopsido y solo una mnima parte, corresponde a augitas. En este dagrama sepuede apreciar que los ncleos verdes estn enriquecidos en Fe, respecto al resto

de composiciones, de las que se encuentran separadas por un pequeo gap. Esto

queda asimismo reflejado en el diagrama Mg-Fet (Fig. 17). Las zonas externas decolor marrn claro y pardo-rojizo, son composicionalmente anlogas, si bien lassegundas se encuentran ligeramente enriquecidas en hierro (F> 0.25) respectoa las primeras (Fet


a ca2si2o6 CaS120,

FezSiioB

60Ca2Si2O4

40Fe2S i208

flg. 16. Proyeccin de los clinopiroxenos de las rocas de Campo de Calatrava enel diagrama de clasificacin Wo-En-Fs propuesto por la IMA (Morirnoto, 1988,1989) (a) y ampliacin de la zona donde se proyectan dichos clinopiroxenos (b). Elsignificado de los smbolos es igual que en la Hg. 15.

MgzSiaO.

bA

u

40 o

A

A

u

30o 10 20 30

Caracteres petrolgicos y geaqumicos 28

0.6

0.5

0.4

Q 0.3

0.2

0.1

0.00.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2

MgFig. 17. Diagrama Mg-Fe (Fe total) para los clinopiroxenos de lasrocas de Campode Calatrava. El significado de los smbolos es igual que en la Fig. 15.

incluyen en el cuadriltero Di-Hd-En-Fs. Por lo tanto, este diagrama resulta

inadecuado para reflejar las posibles variaciones composicionales. Para solventareste problema, se han propuesto otros diagramas, como el Di-Hd(+Ac)-Ts(I-luckenholz, 1973). En la figura 18, se ha proyectado un diagrama basado en lostrminos finales de la norma de Kushiro (1962) y que es anlogo al citado antes.En ambos diagramas, Ts representa la suma de las molculas de Tschermak

correspondientes a los elementos que pueden sustituir al Si en la posicin

tetradrica (TSC, CFS y CTA). La proyeccin de los piroxenos de CC en estediagrama, demuestra la inexistencia de pautas claras de variacin entre los grupos

petrolgicos. Asimismo, es posible distinguir claramente los ncleos verdes,

caracterizados por bajas proporciones de Ts y un mayor enriquecimiento en elcomponente Fs+CFA+Ac. Esta disposicin es anloga a la que adoptan los

ncleos verde-hierba descritos por Dobosi (1989) en los basaltos de Ngrd

u

ue

4A UAA

A 1A

O AO

IIA

A

A


En

Fs+CFA+Ae Ts

flg. 18. Diagrama En-ls-Ps +CFA+Ac (En: enstatita; Is: molculade Tschermak;Es: ferrosilita; CEA: molcula de Tschermak-Ca-Ee2t Ac: acinita) para losclinopiroxenos de las rocas de Campo de Calatrava. El significado de los smboloses igual que en la Fig. 15.

(Hungra), y por Duda y Schmincke (1985) en los basaltos de Eifel (Alemania).Excepcionalmente, algunos ncleos verdes se alejan de esta pauta y presentan uncontenido en Ts similar al de los otros piroxenos, pero con menor abundancia enMg que stos. Esta posicin es la misma que ocupan los ncleos verde-aceituna

descritos por Dobosi (1989). En los basaltos de Ngrd, el diagrania Ti-Mg(Mg=Mg(Mg+Fet)), permite distinguir los dos tipos de ncleos verdesmencionados. Sin embargo, los piroxenos verdes de CC muestran una gran

dispersin en dicho diagrama (Fig. 19), lo que caracteriza en conjunto a losncleos verde-hierba.

Como se desprende de los diagramas Di-Hd-En-Fs y Mg-F, el enriquecimiento

de los ncleos verdes de CC en el componente Fs+CFA+Ac, es debido sobre

30Caracteres petrolgicos y genqumicos

0.15

0.10

0.05 -

0.000.2

0.20

0.4

0.15 -

za. lo -

0.6*

Mg0.8

0.05 -

0.000.2 0.4

1.0

0.6 0.8 1.0 1.2Mg

Hg. 19. Diagramas Mg~ (Mg/Mg+Fet)-Ti y Mg-Na para los clinopiroxenos de lasrocas de Campo de Calatrava. El significado de los smbolos es igual que en la

AA

A

AA

AA

AA o@AAAe

u

u

AA

AAA

omA A

oo

Hg. 15.


todo a su mayor abundancia en hierro. Sin embargo, el diagrama Mg-Na (Fig.19), demuestra que la participacin del componente Ac tambin es importante, yaque los mayores enriquecimientos en Na corresponden a los ncleos verdes, cuyo

contenido en Na es frecuentemente >0. 10, por lo que segn la nomenclatura de

la IMA se pueden denominar diopsidos sdicos o augitas sdicas. En este caso,

no existe un gap composicional entre los ncleos verdes y las zonas externas.

Como se desprende de los diagramas anteriores, no existen diferencias apreciables

entre los piroxenos de los distintos tipos petrolgicos y las melilititas cubren la

prctica totalidad del rango de variacin que exhiben los piroxenos de esta serie.

Los clinopiroxenos con ncleos verdes en basaltos alcalinos, se han descrito en

muchas regiones volcnicas de intraplaca (p.ej. Frisch y Schmincke, 1969;Lpez Ruiz, 1973; Barton y Bergen, 1981; Duda y Schmincke, 1985; Lpez Ruiz

y Rodrguez Badiola, 1985; Bdard et al., 1988; Dobosi, 1989). Los estudiossobre cristalizacin del piroxeno en condiciones superficiales, demuestran queestos ncleos no estn en equilibrio con el lquido primitivo que los engloba, lo

que explica sus bordes redondeados como consecuencia de la reaccin entre

ambos, y la cristalizacin del borde que los rodea. Las hiptesis propuestas para

el origen de estos ncleos, se pueden dividir en tres grupos: 1) cristalizacin bajocondiciones de P, T, JO2 etc. diferentes a las superficiales (Frisch y Schmincke,1969; Lpez Ruiz, 1973); 2) mezcla del lquido primitivo con otro msevolucionado (Brooks y Printzlau, 1978; Barton a al., 1982; Duda y Schmincke,1985), y 3) desagregacin de xenolitos mantlicos metasomatizados (Barton yBergen, 1981).

La ausencia de datos sobre las condiciones de presin, j07, etc. bajo las quecristalizaron los ncleos verdes, impide confirmar o rechazar la primera hiptesis.

Por lo que respecta a la mezcla con lquidos ms evolucionados, resulta

Caracteres perrcigicas y geaqubnicar .32

improbable que este proceso quede exclusivamente reflejado por la presencia delos ncleos verdes. Finalmente, si los anlisis realizados en clinopiroxenos dexenolitos de CC son representativos del conjunto de la regin, se puede concluirque dichos piroxenos y los ncleos verdes no estn relacionados. Sin embargo,

esto no descarta que los piroxenos verdes fueran incorporados en zonas del manto

diferentes a las que representan dichos xenolitos. Adems, la existencia de

glimmeritas y wehrlitas/lherzolitas con fases hidratadas (Ancochea, 1982b, yAncochea y Nixon, 1987) y de flogopitas de origen mantlico (ver apartadocorrespondiente en este captulo), apoya la presencia de un manto metasomatizadoen CC y la incorporacin de los minerales que lo integran por los magmasdurante su ascenso. La ausencia de otros criterios adicionales, impide establecer

con seguridad el origen de los ncleos verdes.

Melilita.

La melilita se encuentra como microfenocristal y es constituyente de la matriz enlas melilititas. Algunas rocas clasificadas a partir de sus caracteres normativos

como nefelinitas, corresponden a melilititas modales. En este caso, la melilitita

se encuentra como microcristales en la matriz, asociada a nefelina. Predominan

los cristales idiomorfos o subidiomorfos, en secciones longitudinales (tabulares)o basales (octogonales-hexagonales) (Fig. 21). Localmente puede aparecer comofenocristales alotriomorfos de tamao milimtrico. En ocasiones, las secciones

tabulares presentan estructura en reloj de arena (Fig. 22).

Las melilitas ms frescas son incoloras o grisceas con pleocroismo azulado y

tienden a tonos amarillos con la alteracin (Figs. 21 y 22). En general, lasmelilitas tienen inclusiones de xidos de Fe-Ti y en el caso de los cristaJes de

mayor tanao, tambin incluyen olivino y clinopiroxeno.

35Caracteres petrdgicos y geaqumicos

CaNaAISi,O,

CaNaAISi2O,

a

b

Ca.MgS,O,

Fig. 24. a: Diagrama Ak+FeAk (CajMg,Fe]Si.O>)-Ms (CaNaAISi2O.,)-Ge(Ca2AI2SiO,) para las nelilitas de las rocas de Campo de Calatrava. La lnea detrazos representa el lmite de estabilidad de las melilitas sintticas a 1 atm de presiny la lnea de puntos el lmite entre los miembros de signo ptico positivo y negativo(segn Yoder, 1976); y b: Diagrama Ak-Ms-FeAk. La lnea de trazos limita la zonadonde se proyectan las nielilitas naturales y Ja lnea continua la zona donde se sitala mayor parte dc aquellas (segn Velde y Yoder, 1977).

Ca2AI2SiO, ca4Mg,Pe)SitO,

Ca,Fe,S107


En la Tabla 7, se recogen los anlisis de melilitas de las rocas de CC y en la

figura 24a, se han proyectado sus trminos finales en el diagrama Ak+FeAk-

Ms-Ge (ver Apndice 2). La mayor parte de las muestras se sitan en eL campode las melilitas de signo ptico negativo, excepto dos muestras con elevado

contenido en MgFefrente a lcalis. Esta disposicin es anloga a la obtenida

por El Goresy y Yoder (1974) para melilitas presentes en nefelinitas de Uvalde(Texas) y Nyiragongo (Zaire), donde se observa que el decrecimiento en Ms estacompaado por un empobrecimiento en Ge. En el diagrama Ak-Ms-FeAk, las

melilitas de CC (ver asimismo Ibarrola y Brndle, 1974) se proyectan en la regindonde se sitan la mayor parte de las melilitas naturales (Fig. 24b).

A partir de un estudio sobre melilitas en lavas, Velde y Yoder (1983) concluyenque la relacin Fe/(Fe+Mg) de la melilita y del olivino y/o clinopiroxeno quecristaliza simultneamente, es casi idntica. Las melilitas de CC, poseen una

relacin Fe/(FeMg)que oscila entre 0.21 y 0.25, muy semejante a la que seobtiene en los bordes y los microcristales de clinopiroxeno (0.17-0.24)coexistentes. Por el contrario, el olivino presenta una relacin casi constante en

torno a 0.12-0.15. Esto confirma que, en general, el momento de aparicin de la

melilita se produce en las ltimas etapas de cristalizacin del clinopiroxeno.

Nefelina.

La nefelina se encuentra en las nefelinitas, donde es la nica fase leucocrata, yen las melilititas nefelnicas y las leucititas, asociada a melilita y leucita,

respectivamente. En las nefelinita.s puede aparecer como microcristalesidiomorfos-subidiomorfos (Fig. 26), aunque su forma ms frecuente es como faseintersticial. Tambin rellena huecos de los fenocristales de olivino o clinopiroxeno

Caracteres petrolgicos y geaqumicos 37

y menos frecuentemente forma grandes placas poiquiliticas que engloban al resto

de fases que componen la matriz. La nefelina intersticial y en huecos, suelepresentar inclusiones de apatito.

Los anlisis realizados en las nefelinas de las rocas de CC (Tabla 8), demuestranla existencia de cantidades variables de K as como de elementos que no formanparte de la frmula ideal de la nefelina (Ca, Fe, Mg). En las soluciones slidasnefelina (NaAISiO4)-kalsilita (KAISiO4), Ca y Mg sustituyen a Na o K aunque suposicin estructural no est bien definida (Deer a al., 1962). Por lo que respectaal hierro, ste suele sustituir a Si y Al, en forma de Fe

3~. La frmula estructural

de las nefelinas de CC, revela la existencia de un exceso de Si que se ve

compensado por un dficit en el contenido en A]. As, el valor medio deE (Si+AI) = 16.0 coincide con el nmero terico de cationes en coordinacintetradrica. En consecuencia, la prctica totalidad del Fe determinado debe

corresponder a Fe2~. Si el comportamiento de este catin es anlogo a] de Ca,Mg, Mn o Ti, tambin debe sustituir a K y Na. Sin embargo, debido a laincertidumbre en la cantidad de Fe3~ presente y a la escasa influencia en elresultado final, este catin se ha ignorado al calcular los trminos finales de la

nefelina (Ne: NaAlSiO4, Ks: KAlSiO4 y Q: 5i02).

En la figura 25 se ha proyectado el diagrama Ne-Ks-Q para las muestra.s de CC.Como se puede observar, todas se sitan dentro de la regin de estabilidad de lassoluciones solidas de nefelina, definida por Hamilton (1961). Aunque las nefelinasde las leucititas se encuentran dentro del rango de las melilititas. aquellas suelen

estar ms enriquecidas en Na. Puesto que las leucititas estn enriquecidas en

potasio respecto a las melilititas y la temperatura de cristalizacin de la nefelina

en ambos grupos es anloga (ver captulo 4), la menor proporcin de Ks en lasleucititas debe ser consecuencia de un menor contenido en potasio del lquido

residual a partir del cual cristaliz la nefelina. Este empobrecimiento es


5 jO2

NaAISIO4 KAlSIO4

Fg. 25. Diagrama NaAISiO4 (nefelina).KAISiO4 ~kalsilita)-SiO, (cuarzo) para lasnefelinas de melilititas (A) y leucititas (O) de Campo de Calatrava. La lnea detrazos representa el lmite de estabilidad de las soluciones slidas de nefelina a1068

0C (segn Hamilton, 1961). Tambin se han representado las leucitas (LI)presentes en las leucititas de Campo de Calatrava (el asterisco representa la posicinde la leucita pura).

probablemente debido a la cristalizacin previa de la flogopita, lo que est

apoyado por las observaciones petrogrficas.

Leucita.

La leucita se encuentra exclusivamente en las leucititas, generalmente comomicrofenocristales y microcristales, idiomorfos o subidiomorfos, con forma

octogonal y bordes redondeados. Se distinguen fcilmente por la existencia de

inclusiones de cristales transparentes (probablemente apatito) que se disponen deforma concntrica (Fig. 26).


Los anlisis realizados (Tabla 9), se apartan poco de la frmula ideal (KAISi2O6)por lo que la sustitucin de K por Na es mnima y la relacin SitAl es prxima

a 2:1. Por lo tanto, la proyeccin de estas leucitas en el diagrama

NaAISiO4-KAlSiO4-5i02 se sita en una zona prxima al punto que representa laleucita pura (Fig. 25),

Plagioclasa.

La plagioclasa aparece exclusivamente en los basaltos olivnicos. Su presencia enrocas clasificadas a partir de la composicin normativa como melilititas o

nefelinitas no es frecuente y en este caso las rocas corresponden siempre a

Ab An

Eig. 28. Diagrama An-Or-Ab en el que se han proyectado las plagioclasas de losbasaltos olivnicos (O) de Campo de Calatrava. Las rocas clasificadas en funcinde sus caracteres normativos como melilititas y nefelinitas, se han representado conun tringulo y un cuadrado, respectivamente.


basaltos olivnicos modales. Por lo general, se encuentra como microcristales

tabulares sin zonacin (Fig. 27) o como fase intersticial en la matriz. En esteltimo caso, se pueden desarrollar de forma poiquiltica y engloban al resto de

fases de la matriz. Como ya se ha indicado, excepcionalmente aparece como

fenocristales subidiomorfos que presentan bordes en desequilibrio, lo que sugiere

un origen xenoltico.

En la Tabla lO, se recogen los anlisis efectuados en microcristales de plagioclasa

en las rocas de CC. Su composicin varia entre An49.M, con un valor medio de

An56. Como se puede observar en la figura 28, todas las muestras analizadas seproyectan en el campo de la labradorita.

A pesar de la homogeneidad composicional que presenta esta fase, parece existir

una tendencia a la disminucin del contenido en Ca de la plagioclasa con el

aumento en CaO de la roca que lo engloba (Fig. 29). As, las plagioclasas

2.8

2.6

bVa.4

~22o.

2.0

1.8 9 10 11 12 U 14CaO (roca)

Fig. 29. Proyeccin del contenido en Ca (cationes) de la plagioclasa frente a laabundancia en CaO (%) de la roca que la eng]oba. El significado de los s&nboloses igual que en la Fig. 28.

Caracteres pesrogicos y geaqumicos 42

presentes en melilititas y nefelinitas normativas son las ms pobres en Ca ycorresponden a trminos cercanos a la andesina (An49-An51J.

Flogopita.

La flogopita es relativamente abundante en las leucititas y aparece ocasionalmente

en el resto de los grupos petrolgicos como fase intersticial o como microcristal

en la matriz (Hg. 31). Asimismo, aparece como megacristales aislados y es unafase constituyente de algunos de los xenolitos (glimmeritas y lherzolitas conespinela) de las rocas de CC (Ancochea, 1982, y Ancochea y Nixon, 1983).

AnnitaLFe5isAIaOao](OH)4 SiderofilitaLFe6AI[Si6AIaO,ol(0H),

AA A

oEl

oo

uu

FlogopitaK,Mg.[Si0AI,020](OH>4 EastonitaKaMgsAI(SisAI,O,,](OH)4

Hg. 30. Proyeccin de las flogopitas de melilititas (A), nefelinitas (O) y leucititas(O) de Campo de Calatrava en el diagrama de clasificacin de Deer eral. (966).La lnea de trazos representa el lmite terico entre las flogopitas (parte inferior) ylas biotitas (parte superior). Los cuadrados negrosrepresentan los anlisis promediode megacristales de flogopita y cristales en gliinmerita.s y Iherzolitas (cuadradosnegros) publicados por Ancochea y Nixon (983).

Caracteres perrolgicos y geoquinilcos 43

En la Tabla 11 se recogen los anlisis realizados en microcristales de leucititas,

melilititas y nefelinitas. Para comparacin se han incluido tambin los anlisis

promedio de megacristales, glimmeritas y Iherzolitas, publicados por Ancochea

y Nixon (1983). En la figura 30, se han proyectado estos anlisis en el diagramade clasificacin de Deer a al. (1966).

La determinacin de la composicin de las micas por microsonda electrnica es

incompleta, ya que no proporciona el contenido en F&, 1-120 y F. De los

distintos mtodos de clculo que se han propuesto para la obtencin de estasabundancias (ver discusin en el Apndice 2), se ha adoptado el de Bruiyn a al.(1983). La aplicacin de este mtodo a las flogopitas de las rocas de CC, da comoresultado bajos o nulos contenidos de Fe3 y H20, y relativamente altos de flor.El clculo de la frmula estructural a partir de estos datos, reduce notablemente

el dficit de carga en la posicin tetradrica que resulta cuando se calcula ]afrmula a 11(0). As, en la mayor parte de los casos no es necesario recurrir aotros cationes adems de Si y Al, para completar dicha posicin y existe un

aceptable equilibrio de cargas (6%) y bajo en 5102 y Al3, lo que caracteriza engeneral a las flogopitas de rocas de origen mantlico (Bachinski y Simpson,1984). Por lo que respecta a las flogopitas con TiO2> 10%, solo se han descritocomposiciones semejantes en megacristales presentes en basaltos alcalinos de


Mongolia (Ryabchikov a al., 1981). Como demuestran los estudiosexperimentales en flogopitas ricas en Ti (p.ej. Forbes y Flower, 1974) y lasdeterminaciones de flogopitas en xenolitos mantlicos (p.ej. Dawson a al., 1970),contenidos de TiO2 10% son exclusivos de flogopitas del manto. Estas flogopitas

se caracterizan adems por un importante dficit de carga, provocado por la

existencia de vacantes en la posicin octadrica, como consecuencia la sustitucin

por Ti segn el esquema Ti2R2~ (Forbes y Flower, 1974). En efecto, las

flogopitas de CC con mayor contenido en Ti tienen ocupadas solo cinco (4.8-5.2)posiciones octadricas, mientras que en las restantes los 6 huecos octadricos

estn completos. Las experiencias a alta presin y temperatura realizadas por los

autores antes citados, demuestran que estas flogopitas son estables en un estrecho

rango de temperaturas (2000-3000C) entre los 11000-15000C en funcin de lapresin (7-3OKb) y del contenido en voltiles.

Oxidos de Fe-Ti.

Como ya se ha indicado, los xidos son una fase omnipresente en las rocas de

CC. Los anlisis realizados, demuestran la existencia del par magnetita

(FeOfe2O3)-ilmenita (2Fe0~TiO2). Sin embargo, el nmero de determinaciones

es insuficiente para confirmar o rechazar la presencia de dicho par en todos los

grupos petrolgicos. En general, se caracterizan por contenidos elevados en TiO2

(hasta 29% en la magnetita).

Por otro lado, el clculo de los porcentajes de Fe203 en los xidos de Fe-Ti segnel mtodo proptesto por Carmichael (1967), demuestra la inexactitud de algunosde los anlisis, lo que es probablemente debido a la gran sensibilidad de estas

fases a los fenmenos de alteracin, generalizados en estas rocas.

46Caracteres petrolgicos y geoquinucos

Anffbol.

El anfbol aparece como megacristales de color negro, aislados en los depsitos

freatomagmticos de algunos maares (Fig. 32). Asimismo, aparece en enclavesde lherzolita, wehrlitas y glimmeritas (Ancochea, 1982, y Ancochea y Nixon,1987). En el primer caso, predominan los cristales idiomorfos-subidiomorfos de1-2 cm y no son infrecuentes los agregados de hasta 5 cm. Al microscopio, varande color verde a pardo y no suelen estar zonados ni presentan inclusiones.

En la Tabla 12 se recogen los anlisis realizados en anfboles de los niaares de

Valverde y del Cabezo Segura, y los anlisis publicados por Ancochea y Nixon

(1983) y por Hoyos a al. (1983). Para su clasificacin, se ha utilizado elprograma Atnphibol (Richard y Clarke, 1990) y se han seguido lasrecomendaciones de la IMA (Leake, 1978) (ver Apndice 2).

Los resultados obtenidos, demuestran que todos los anlisis corresponden al grupo

de los anfboles clcicos [(Ca+Na)B> 1.34 y Na~C0.67J, con Ti

Caracteres petrolgicos y geoqumicos

0.50

~

~ 0.50

ea2

0.00

-38.00 7.75 7.50 7.25 7.00

Si6.75 6.50 6.25 6.00 5.75

Hg. 33. Proyeccin de los anfboles de Campo de Calatrava (tringulos yacios:maar de valverde; tringulos negros: maar prximo al Cabezo Segura) en eldiagrama de clasificacin propuesto por la IMA para el grupo de los anfbolesclcicos (Leake, 1978). Tambin se incluyen los ajilisis promedio de Hoyos et al.(1983) de los anfboles del maar de valverde (crculo) y los de Ancochea y Nixon(1987) dc megacristales (cuadrado negro) y de xeuolitos mantlicos (cuadradosvacos).

47

1.00

4

4>

+ea2 0.50ea2

0.00

1.00

e.

4>+

0.50

ea2

0.00


edenita a pargasita ferrosa. Esta clasificacin est apoyada por los datos

cristalogrficos obtenidos por Hoyos a al. (1983) en los anfboles de Valverde,puesto que los parmetros de celdilla obtenidos (a=9.931, b=~18.125,c=5.327, 2=105.250) son prximos a los de la ferropargasita. Segn estosautores, la relacin Fe2~/Fe3~ de los anfboles de Valverde, obtenida porespectroscopia Mossbauer, es 1.068. Ninguno de los mtodos de clculo del

contenido en Fe3~ incluidos en el programa Amphibol, satisface dicha relacin.Si se calcula el Fe3~ a partir de ella, las homblendas pargasticas de Valverde

quedan clasificadas como hornblendas hastingsticas magnsicas, lo que no

coincide con la clasificacin realizada a partir de los parmetros de celdilla. Porconsiguiente, es probable que el elevado contenido en F~ de estos anfboles sea

consecuencia de fenmenos de alteracin.

Los megacristales de anfbol en basaltos alcalinos subsaturados pueden ser

xenoliticos o haber cristalizado bajo elevada presin de voltiles (l)awson ySmith, 1982). Aunque la frecuente presencia de cristales idiomorfos apoya estaltima posibilidad, la semejanza composicional entre los megacristales y losanfboles presentes en los xenolitos de CC (Tabla 12 y Fig. 33), sugiere un origencomn.

Secuencia de cristalizacin.

Las relaciones texturales entre las fases minerales y las consideraciones expuestas

precedentemente, permiten determinar su orden de cristalizacin. En la Fig. 34,

se expone de forma grfica esta secuencia para las fases principales en cada tipo

petrolgico.

Caracteres petralgicos y geaqumicas 49

Como se puede observar, en todos los tipos el olivino es la primera fase en

cristalizar, seguida de clinopiroxeno. La menor proporcin de fenocristales de

clinopiroxeno en melilititas y leucititas, sugiere que el momento de aparicin de

esta fase en ambos grupos se produce en un momento posterior, respecto anefelinitas y basaltos olivnicos. Leucita, melilita y plagioc]asa cristalizan acontinuacin y en todos los casos, la nefelina es la fase ms tarda. Los xidos

de Fe-Ti comienzan a cristalizar una vez iniciada la aparicin del clinopiroxenoy su cristalizacin termina antes de la aparicin de las fases intersticiales (biotitay nefelina/plagioclasa).

F Mf Mc St

Olivino a aClinopiroxeno

~ Oxidas FeTiLeucita

NefelinaBiotita

Olivino aClinopiroxeno Oxidas FeTi

2 MelilitaSodalitaNefelina

Olivino are.~ Clinopiroxeno Z Oxidos FeTi a

Nefelina a

OlivinoCo,< Clinopiroxeno .~ Oxidos FeTi

Plagio cias a

Hg. 34. Secuencia de cristalizacin en las leucititas (LEIJ), melilititas (MEL),nefelinitas (NEP) y basaltos olivnicos (DAS) de Campo de Calatrava. F: fenocristal;Mf: microfenocristal; Mc: microcristal; mt: cristal intersticial.

6

*

*

a

a .

u.1

6

Caracteres petrolgicos y geoqunncos 50

GEOQUMICA DE LAS ROCAS.

Elementos mayores.

Como se desprende del examen de las Tablas 13 y 14, todos los tipos petrolgicos

establecidos muestran un marcado carcter bsico-ultrabsico (SiQ cZ 46%) yalcalino, con nefelina normativa y contenidos altos en TiO2, lcali.s y P205respecto a los basaltos centroocenicos.

Melilititas, nefelinitas y basaltos, presentan caractersticas anlogas y forman una

serie que se caracteriza por el aumento de los contenidos de 5i02, A1203 y FeO,y la disminucin de la abundancia en el resto de los elementos. Las leucititas

olivnicas, presentan como principal caracterstica un contenido en K20 superioral de Na2O, lo que permite su fcil identificacin mediante los elementos

mayores. La abundancia en 5i02 y K20+Na2O de las leucititas olivnicas es

anlogo al valor de las nefelinitas y los basaltos ms subsaturados, por lo que en

el diagrama TAS (Hg. 35) estos grupos se proyectan en la misma zona. Esto hallevado con frecuencia a identificar las leucititas como el equivalente potsico de

las nefelinitas (p.ej. Cox a al., 1979; Wilson, 1989). Aunque esto es cierto porlo que respecta a la sflice y los lcalis, el contenido en otros elementos y el valor

de otros parmetros geoqumicos pone de manifiesto que, en nuestro caso, las

leucititas presentan mayor analoga con las melilititas ms ricas en 5i02.

Si las rocas de CC son cogenticas y derivan unas de otras por un proceso de

fraccionacin, las variaciones composicionales debidas a este proceso deben

quedar reflejadas en diagramas binarios en los que se enfrentan pares de

Caracteres petrolgicos y geoquirrcos

TABLA 14. Abundancias medias y rangoelementos mayores (%) y traza (ppm) de losde Campo de Calatrava.

de variacin entipos petrolgicos

5102TiO2AI20>Fe>

FeOMaOMgOCaO

;Na2OK20p205P.C.

39.203.11

10.675,436.510.20

12.8814,183.391.421,211 .97

36.1740712 46 3 788,97 13 153 11 972O 63 8 98o 16-0

9.08 16 7010. 17 08

2 1 4 840 38 27o 78 1 720.37-3.05

42.602.79

11.674.566.870.18

11.7712.013.751.330.801.79

41

825922

4 1.00-43.960.65-3.78

10.76-13.123.16-6.145.8 1-9.050.17-0.21

9.03-13.8111. 13-13 .21

3.02-5.2 10.45-2.240.51-1.081.24-3.19

5-78635-12135 30-1088

45.272.76

12.4 13.967.200.17

10.7911.023.021,390.671.35

44.732.049.534.685.500.15

14.47

10.682.173.230.901.55

273990961

42.80-47.491.80-2.35

8.29-11.112.82-6.574.3 1-6.730.14-0.16

10.06-17.569.90-11.80

1.50-2.861,87-4.340.67-1.200.66-2.72

24 1-3 03845-1175879-1090

MELILITITAS NEFELINITAS BASALTOS OL. LEUCITITAS

Media Rango Media Rango Media Rangos Media Rango

Rb 40 14 113Ba 777 566 1597Sr 1271 784 347

Y 36 2844Zr 338 241 44Nb 101 58 144

Za 99 77118Co 39 285Ni 242 99 48V 254 220 298Cr 444 192-750~

30 28-34284 239-331

77 61-98

96 83-11138 31-47

207 113-354256 220-296395 261-625

42.73-46 852.15 3 63

11.00-13 192.54-6 45.46-8380.130 19

8.69-1 6810.20-12 4

2.23 5 600.46-1 900.53 0 840.03 3 14

42 24 116631 446-1298836 579 1243

101 88 10838 3047

213 105-30V225 196-284~379 250-557s

29 25-33252 169-31159 42-82

16 9-21394 351-449

61 54-69

72 64-7956 32-73

480 182-746188 169-213832 798-853

51

Los elementos traza se han agrupado por su afinidad geoqumica y dentro de cada grupo, en ordendecreciente de su radio inico.


10

a

o

+o

z

2

o35SiO2

Fig. 35. Diagrama TAS para la clasificacin de rocas volcnicas (segn Le Has etal., 1986) para las rocas de Campo de Calatrava (O: leucititas; A: nelilititas; U:nefelinitas; O: basaltos olivnicos).

elementos o combinaciones de stos. Los diagramas de variacin ms utilizados

son los denominados diagramas de Harker, en los que se proyectan las

abundancias de elementos y xidos frente al porcentaje en peso de 5i02.Diagramas anlogos son los que utilizan otros elementos, xidos o parmetros,

indicativos del grado de diferenciacin (MgO, ndices de diferenciacin o desolidificacin, etc.). Si el olivino, que es la fase mineral ms abundante de estasrocas, ha jugado un papel importante en este proceso aquellas variaciones debenquedar reflejadas en el contenido en magnesio. Por esta razn, se ha utilizado elMgO como elemento de referencia en los diagramas de variacin.

En la figura 36 se han representado los diagramas de variacin correspondientes

a los elementos mayores. Una de las principales caractersticas de estos diagramas

39 43 47 51 55 59 63

Caracterespetrolgicos y geoqumicos 53

es la dispersin que se observa en todos los elementos, a excepcin del A1203, que

muestra una perfecta correlacin negativa frente a MgO. A pesar de la ausencia

de correlacin, en todos los elementos mayores se aprecia una ligera tendenciapositiva, excepto 5i02 y 1(20, que presentan tendencia negativa.

Aunque para algunos elementos (p.ej. A1203), las leucititas olivnicas se proyectanen las lneas de variacin definidas por la serie melilitita-nefelinita-basalto

olivnico, se puede observar que dicho grupo presenta abundancias que difieren

de las de los otros tipos, sobre todo por lo que respecta al 1(20. Por otro lado, enlos diagramas de variacin se pueden distinguir dos grupos de leucititas

caracterizados por contenidos en MgO diferentes (10-11% y 16-18%,respectivamente). El grupo con mayor contenido en MgO, corresponde a lasmelaleucititas olivnicas y es consecuencia de su elevada proporcin de

fenocristales de olivino.

Las melilititas y las nefelinitas, tambin cuentan con algunos trminos cuyo

contenido en MgO es relativamente ms elevado que el correspondiente al restodel grupo. Estas muestras enriquecidas en MgO se pueden distinguir con mayor

facilidad en el diagrama MgO-5i02. Al contrario que en el caso de lasmelaleucititas, el enriquecimiento en MgO no se ve acompaado de una mayor

proporcin de minerales ferromagnesianos.

Como se desprende del contenido en elementos mayores y de las variaciones que

exhiben los distintos tipos petrolgicos, melilititas, nefelinitas y basaltos olivnicosrepresentan trminos de una serie relacionada por un proceso gentico comn. Sin

embargo, la elevada dispersin de los datos analticos est en contra de que stesea un proceso de fraccionacin a partir de un magma nico. Por lo que respecta

a las leucititas, las diferencias composicionales con el resto de los grupos, no

permiten establecer una relacin gentica clara.


50

45 -

O>oU) 40 -

30

5

4

O>o

3

2

1

o

16

14

cio

O>

12 -

o

8

e6 8 10 12 14 16 18 20

MgO

Fig. 36. Diagramas de variacin MgO-elementos mayores para las rocas de Campode Calatrava (O: leucititas; A: melilititas; 13: nefelinitas; O: basaltos olivnicos).

.54

oCocg&fp o

00 0Co o O

oA~ tAA~ AA A A

A tAAAAA

A At4%: Afl

A

a

e,

A

A O

AAe, O

~A A

0o~ A

o

A

oc

8 8 10 12 14 16 18 20MgO

Eig. 36. Continuacin.

Caracteres petrolg cas y geoqumicos 55

A

A A

o e,

o O~ & ta~,e, ~

00c3 A

o O

12

10

800

o

4

2

o

12

10

a

oC) 6

4

2

0

14

la

12

oC) 11

lo

9

a

A Oo

- ~ 9 CA e, -e,

- a ~ e,~~~a44 e, -O A oA

K A

56Caracteres petrolgicos y geoquimicas

0.28

0.24

o 0.20 -

0.18 -

0.12 -

0.08

20

18 -

16 -

o 14 -

12 -

lo -

8

6

.7

6

5

o 4eactZ 3

2

1

O6 8 10 12 14 16 18 20

MgO

AA

nOo

o

ae, e,

~1

AAA

A AA

A e, O ~ a A

Oo

A A AA ~

A ~ bAt0 A

e,

e,

0A

A O

flg. 36. Continuacin.


6 8 10 12MgO

14 16 18 20

Fig. 36. Continuacin.

Elementos traza.

Para la descripcin de las variaciones en elementos traza, stos se han agmpado

por su afinidad geoqumica. As, se han distinguido los elementos de transicin

(Ni, Co, Cr, Zn), los de elevado radio y baja carga (Rb, Ba, Sr), los de elevadoradio y carga alta (Zr, Nb, Ti, P), y las tierras raras. Se han utilizado dos tiposde diagramas: los diagramas MgO-elementos (Fig. 37) y los spider (Figs. 40-42).

57

5

4

o

2

1

o

2.0

1.5

o

o

o

o

e,

e,

o ~O ~ A

1,

oO> 1.0

A

Ae, e, e,A A

AA A

e,e, AA

~ Al o00 ~ ~AA&A Atr~c o

O0.5

0-o


En estos ltimos, las abundancias de los elementos traza se proyectan

normalizados, lo que permite observar mejor las variaciones de los elementos enconjunto y facilitan la comparacin entre los distintos tipos petrolgicos.

Los diagramas de variacin de los elementos de transicin Ni, Co y Cr, presentan

buena correlacin frente a MgO y una clara tendencia positiva para melilititas,

nefelinitas y basaltos olivnicos. El Zn no sigue esta pauta y muestra una elevada

dispersin. Las leucititas presentan contenidos en Ni y Co dentro dcl rango

definido por ]as melilititas. Sin embargo, se caracterizan por un mayorenriquecimiento en Cr y empobrecimiento en Zn, respecto a los otros grupos.

Asimismo, destaca el mayor contenido en Ni y Co que presentan las melaleucititasfrente a las leucititas, consecuencia de la mayor proporcin de olivino.

En los diagramas de variacin de los elementos de carga elevada, se puede

observar de nuevo una elevada dispersin de los datos analticos. A pesar de ello,

en todos los casos existe una ligera tendencia positiva, que refleja elenriquecimiento en estos elementos desde los basaltos hasta las nefelinitas y

melilititas. En general, las leucititas presentan contenidos anlogos a los de las

melilititas. Sin embargo, se caracterizan por un contenido en Y muy inferior al

de los otros grupos y un ligero enriquecimiento en Zr y empobrecimiento en Nt,

respecto a las melilititas. Las melaleucititas presentan estos mismos caracteres,

si bien estn ligeramente ms empobrecidas en Nb y y.

Al igual que los cationes de carga alta, los elementos de radio elevado y bajacarga presentan una marcada dispersin. En este caso, Sr y Ba tambin muestran

una ligera tendencia positiva, mientras que el Rb tiende a disminuir al aumentarel porcentaje de MgO. Las leucititas se distinguen claramente del resto de grupospor su fuerte enriquecimiento en Rb, mientras que su abundancia en Ba y Sr se

encuentra dentro del rango de las melilititas.

350

280

210 -

140

70 -

o

1750

1500 -.

1250 -

1000

750

500

250

2500

2050

1600 --4

U)1150

700 -

2506 8 10 12 14 16 18 20

MgO

Fig. 37. Diagramas de variacin MgO-elementos traza para las rocas de Campo de


o ~o

o o

o2

-~., Ao

A

oo

o

AtA A0 A

m A AA

Calatrava (O: leucititas; A: melilititas; E): nefelinitas; O: basaltos olivnicos).

Caracteres petrolgicos y geaqumicos

12 14 16 18 20MgO

60

230

1

O.)01

80 -

30 -

e,

Ac A~A ~

A A AAAA A n A Ak %AA~ QAfi A

o o A oc

L 8 0:0~ o

O80

30

50

40 -

30 -

20 -

10 -

A AA. ~A AA A

~ A AA0n4 OO~

o

o o

o

o

500

400

300

200

100

eAA

A

AkA oA A

So ~gOAJAA A A

o ococo

o

3 3

6 8 10


Caracteres petrolgicos y genqumicos

12 14 16 18MgO

61

170

145

120

oz SS -

A

AAA

A AA A 4t A AA

Oc Ao

o Ao

o

AA

CA d~ ~ ~ A

a ~ A~t

2OAA

o

0o

oo

-1-

70 -

45 -

20

130

110

go

70 -

50

350

300

250 -

200 -

1506

Q Ao A OAA A

O~A AAA

A

00 AAc

te2o

8 10 20



80

70

60

o 50

40

30

20

800

800

~4O0

200 -

o

950

800 -

650 -

t 500350 -

200 -

506 8 10 12 14 16 18 20

MgO

o

o

o

A

~ c~QA

A

o o oA

e, e, AA O A

~. ax~A

ooc! A

A A

u r

Fg. 37. Continuacin

Caracteres petrolgicos ygeaqumicos 63

En la Tabla 15, se recoge la abundancia media y rango de variaci6n en TR de los

grupos petrolgicos considerados. Como es bien sabido, a pesar de su gran

uniformidad en cuanto a propiedades fsicas y qumicas, el comportamiento de lasTR vara de forma sistemtica en funcin del nmero atmico (ver Henderson,1984). Por esta razn, las variaciones en este grupo de elementos quedan msclaramente reflejadas en diagramas normalizados en los que las TR se ordenan porsu nmero atmico. En la Fig. 38, se han representado en diagramas de este tipo

las abundancias mnima y mxima de cada uno de los grupos petrolgicos. Los

valores de normalizacin utilizados, se han tomado de Hanson (1980) y se indicanen la Tabla 15.

Como se puede comprobar, las melilititas, nefelinitas y basaltos olivnicos

presentan pautas similares de elevada fraccionacin, con relaciones normalizadas(La/Yb)N que oscilan entre 11.21 y 31.47

Caracteres

petralgicosy

geaqumic

as

.

.t

EE-~tu.2

ti-~

ors~

r-

OO

0%

-.

a

.

rl

.

.-r

rl

tt-~.

1~-4

.1

r-

E

S=

.o

9

titi

ti.

..

.0.~i

.rl

E.

~

o~4

..t

CoO

rl00

r

0%-i

.tr~.

o

rlo

s

rl

rl

Cooti2:

.2CoOE~,

Co0%

-~

.

-~

t

fl9

oO

1

.o

ci

9.~

:,1

~

C

o~

2-CC.>

=1

-CC

o0Co

CC

e.O

C..>4>

CC

eoC

C~

1~-LsCC

Ls

4)CC

2~.

un

>.>

Co

-0a0e.>

4,~

E-

4,0

4,I~

4>0-4,

4>u

a

0eC

CC

CC

C0

4>

4>

0O

4>en00

o

ce.04>.~

4>

4>ce

O-o

-e4,

0Co

-

04

>

4>o

oS

000%0

0

.0e

en0

4>

(0CC

e

4,0

CCoO

o

a0

.~Oa

o

00

0~

>

Nceu

,

e.2

CE

4,s,-~

o-

Caracterespetrolgicas

ygeaqum

icas

oo

o

s~p

pu

oo/uid

d

ce

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Caracteres petrolg cas y geoqumicos 66

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It Fig. 39. Rango (Barra vertical) yvalor medio (lnea horizontal) de larelacin (LaYb)N en las melilititas(MEL), nefelinitas (NEF), basaltosolivnicos (BAS) y leucititas (LEU),primarias (pr) y diferenciadas (df)de Campo de Calatrava.

pr df prRAS LEU

Diagramas spider.

Aunque los diagramas MgO-elementos y los de TR, permiten establecer las

variaciones composicionales entre los grupos petrolgicos establecidos, la

comparacin del contenido en elementos traza en su conjunto se observa mejoren los denominados diagramas spider. Los elementos seleccionados, su orden en

el diagrama y los valores de normalizacin propuestos, varan segn los autores(ver p.ej. Wood ex al., 1979; Sun, 1980; Thompson ex al., 1984). En nuestrocaso, se ha adoptado el diagrama propuesto por Thompson a al. (1984), por loque los elementos se ordenan de derecha a izquierda en orden creciente de

incompatibilidad respecto a una lherzolita compuesta por Ol+Opx+Cpx durante

un proceso de fusin parcial. Los valores de normalizacin son condrticos para

todos los elementos, excepto para K, Rb y P, para los que se utilizan valores

calculados para el manto terrestre primordial.

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10

Hg. 42. Diagrama spider para las leuchitas de Campo de Calatrava (solo se hanrepresentado las abundancias mxima y mnima del grupo). Los valores denormalizacin utilizados son los propuestos por Thompson el al. (1934).

Los diagramas spider de todos los grupos petrolgicos se caracterizan por una

elevada fraccionacin. Las pautas de melilititas, nefelinitas y basaltos, presentancaracteres anlogos y se caracterizan por un empobrecimiento en Ea y Rb, y

ligeras anomalas negativas en Sr y K. Sin embargo, la abundancia en este ltimo

elemento muestra una gran variacin, sobre todo en las melilititas. En la Fig. 40se puede observar la existencia de melilititas con diagramas anlogos para todos

los elementos, pero cuyas anomalas negativas en K son muy contrastadas.

Las variaciones que se observan en los diagramas spider son similares a las de los

diagramas MgO-elementos. As, melilititas, nefelinitas y basaltos muestran un

progresivo empobrecimiento en los elementos de radio elevado y una marcada

1

~1

1 1 .. 0 .. I..- 0-1 0

B.Rb le. Nh LCeSrN4 PSwZr Ti Y Yb

Caracteres petrolgicos y geoquisnicos 70

dispersin en los datos de K y Rb, la cual aumenta con el grado de subsaturacin.

Las leucititas se apartan de la pauta del resto de la serie y se caracterizan por un

fuerte enriquecimiento en Rb, un mayor contenido en Nd y un empobrecimiento

en Sr, P, Ti e Y, respecto a las melilititas.

La semejanza de los diagramas de melilititas, nefelinitas y basaltos olivnicos, yla sistemtica variacin para la mayor parte de los elementos, sugiere un origen

comn a partir de un material original que se puede considerar homogneo. Por

el contrario, las diferencias composicionales de las leucititas no permiten

establecer en una primera aproximacin, una relacin clara con el resto de la

serie.

Istopos de Sr, Nd y O.

Las relaciones 5r87/5r86 de melilititas, nefelinitas y basaltos olivnicos disponibles(Ancochea y Del Moro, 1981; Alibert a al., 1983) presentan valores anlogos,en tomo al valor medio de la serie (0.7033) (Tabla 16). Las discrepancias entrelas determinaciones y el valor medio, no superan en ningn caso el error

analtico, por lo que dicho valor se puede considerar prcticamente constante. La

relacin Sr87/Sr86 de las leucititas olivnicas, es mayor que la de melilititasbasaltos, con valores que oscilan en tomo a 0.7066. En este caso, se puede

apreciar adems una mayor abundancia en Sr radiognico en las leucititas

(0.7071), respecto a las melaleucititas (0.7065).

la nica determinacin disponible de Nd43INd~ (0.512883; Alibert a al., 1983),corresponde a una melilitita. Como se mostrar en el captulo 4, la distribucin

que muestran las rocas basltico alcalinas de intraplaca en los diagramas 5r87/5r86-

Caracteres petrolgi cas y geoqumicos 71

TABLA 16. Relaciones isotpicas de Sr, Nd y O,para los basaltos alcalinos de Campo deCalatrava.

o~~: relacin isotpica de oxgeno (%o SMOW) no corregidos.~ relacin isotpica de oxgeno (%c SMOW) corregidos.Los datos isotpicos de SC/SrM han sido tomados de Ancocheay Del Moro (1981), excepto la muestra Ciudad Real que ha sidotomada de Alibert cf al.

72Caracteres petralgicos y geaqumicos

Nd43fNd0t permite estimar, con las lgicas reservas, un valor aproximado para

la relacin Nd43/Nd en el resto de los grupos litolgicos.

Las relaciones SOIS obtenidas, oscilan entre 7.O%o y &2%~. Sin embargo, puesto

que los istopos de oxgeno son muy sensibles a procesos de alteracin, antes de

utilizar estos valores es necesario confirmar su carcter primario. En el caso derocas baslticas, solo se pueden considerar fiables las relaciones Ol/Ole obtenidas

a partir de rocas con contenidos en H20~


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Hg. 43. Diagrama H2o~(%).O8(SMOW %~) para las rocas de Campo deCalatrava (0: leucitita; & melilitita; 113: nefelinita; O: basalto olivnico). Losvalores corregidos (smbolos negros) se han obtenido por extrapolacin de losvalores observados (smbolos vacos) hasta el valor li,O~ =0.1 % mediante la rectaregresin para melilititas, nefelinitas y basaltos olivnicos.

pueden ser atribuidos a procesos de alteracin, ya que estas rocas presentan el

menor contenido en H2O~ (0.66%). Incluso si se supone un enriquecimiento enO~ anlogo al de los otros grupos, la relacin 8088 debe ser superior a 7.16%o.

IDENTIFICACIN DEL PROCESO GENTICO.

La abundancia en los distintos grupos de elementos (mayores, menores y traza)y las relaciones isotpicas de los magmas, son consecuencia de la composicin del


material del que derivan y del proceso por el que se han generado. Por lo tanto,

a partir de los caracteres geoquimicos de la serie basltica de CC, se puede

establecer la naturaleza de dicho proceso y las caractersticas del material fuente

del que han derivado los magmas correspondientes.

En la cristalizacin a baja presin de un lquido de composicin basltica, laprimera fase que aparece es olivino, por lo que si el enriquecimiento en elementosincompatibles de dicho magma es consecuencia de la fraccionacin de aquella

fase, debe ir acompaado de bajos contenidos en MgO y Ni. Asimismo, si la seriemelilititas-nefelinitas-basaltos olivnicos se ha producido por fraccionacin a partir

de trminos ms ricos en MgO, los elementos incompatibles deben mostrar

correlacin negativa respecto a MgO. Los basaltos de CC se encuentran

enriquecidos en elementos incompatibles, MgO y elementos de transicin, y lamayor parte de los elementos incompatibles presentan correlacin positiva

respecto a MgO, por lo que se puede descartar que las variaciones geoquimicas

observadas en esta serie sean fundamentalmente debidas a un proceso decristalizacin fraccionada.

Por lo que respecta a los procesos de mezcla, la relativa homogeneidad en las

relaciones isotpicas de melilititas, nefelinitas y basaltos olivnicos, sugiere que

la mezcla de magmas no ha actuado o que sus efectos son negligibles. Adems,

las relaciones isotpicas de estos magmas son tpicas de basaltos primitivos (vercaptulo 4), por lo que la asimilacin cortical se puede considerar nula. Lasignatura isotpica de las leucititas tambin es tpica de magmas primarios (vercaptulo 4) por lo que, si son consecuencia de un proceso de fusin parcial, sudiferente composicin isotpica debe ser el resultado de la fusin de un manto

composicionalmente distinto al que dio lugar al resto de las rocas.

Caracteres petrolgi cas y geoqumicos 75

Si se descarta la cristalizacin fraccionada y la mezcla, el enriquecimiento en

elementos incompatibles de las rocas de CC debe ser probablemente el resultado

de un proceso de fusin parcial, si bien la abundancia en MgO y elementos de

transicin, puede ser asimismo consecuencia de la acumulacin de minerales

ferromagnesianos. En ningn caso, a excepcin de las melaleucititas, existen

evidencias texturales de acumulacin por lo que se puede descartar este proceso

como responsable de los elevados contenidos en MgO y elementos de transicin.

Una evidencia adicional a este respecto

geoquimica apolicada a la mineralogia

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