Geoqu°mica de Elementos Traza

7/28/2019 Geoqumica de Elementos Traza

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Geoqumica de Elementos Traza.Ref: Using Geochemical Data. Rollinson. Chapter N4.

Versin 1.0 por Felipe Espinoza.

Versin 2.0 por Luis Lpez V.Versin Final por Luis Lpez V.

4.1- Introduccin

Un elemento traza se define como un elemento que est presente en una roca enconcentraciones menores al 0.1% (1000 ppm). La mayora de los elementos traza si bien no

forman especies minerales por si solos, son capaces de sustituir a los elementos mayores en los

minerales formadores de roca.

Los elementos traza son importantes en estudios petrolgicos ya que son mejores

discriminantes entre procesos petrolgicos que los elementos mayores.

4.1.1.- Clasificacin de los elementos traza segn su comportamiento geoqumico.

El criterio para establecer la clasificacin de estos elementos es, ya sea su posicin en la

tabla peridica de los elementos o el comportamiento de estos en sistemas magmticos. Varios

grupos de elementos en la tabla peridica son de particular inters geoqumico (figura 4.1). Elgrupo ms usado en este aspecto son los elementos con nmero atmico entre 57 y 71, los

lantnidos o tambin llamados tierras raras (REE: rare earth elements). Otro grupo es el PGE

(platinum group elements), tambin conocidos como los metales nobles. Tambin cuenta el grupode los metales de transicin, incluyendo este ultimo elementos mayores tales como el Fe y Mg.Los elementos en cada uno de estos grupos tienen propiedades qumicas similares, y por ende se

espera que tengan un comportamiento geoqumico similar.

Cuando el manto terrestre es fundido, los elementos traza pueden mostrar preferencia por

ya sea la fase lquida o la fase slida (mineral), por lo tanto son llamados elementos

incompatibles y compatibles, respectivamente.

Existen grados de compatibilidad e incompatibilidad y los elementos traza variarn en su

comportamiento en fundidos de diferente concentracin; por ejemplo, el fsforo (P) esincompatible en una mineraloga mantlica, pero en fundidos granticos, aun estando concentrado

como elemento traza, su comportamiento ser el de un elemento compatible (concentrado en la

estructura del apatito)


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transicin). Con todo lo expuesto anteriormente, podemos decir que elementos de similar carga y

tamao tendrn un comportamiento geoqumico similar (figura 4.2).

Los HFSE incluye a los lantnidos Sc e Y, y Th, U, Pb, Zr, Hf, Ti, Nb y Ta. Los pares deelementos Hf-Zr, y Nb-Ta son muy similares en carga y tamao y por ende muestran

comportamientos geoqumicos similares. Los elementos LILE incluyen Cs, Rb, K y Ba. A estos

hay que agregarle Sr, Eu divalente y Pb divalente (estos tres elementos con radio ionico y cargacasi idntica).

4.2.- Controles en la distribucin de los elementos traza.

Los mecanismos por los cuales los elementos traza estn presentes en los minerales son

tres: adsorcin, oclusin y solucin slida (sustitucin isomorfa). En la adsorcin, los ionesextraos se albergan en la superficie del mineral, en una capa difusa que se forma como resultado

de la atraccin que ejercen los tomos ms exteriores, slo parcialmente enlazados en la

estructura. En la oclusin, los elementos traza, junto con otras impurezas (inclusiones fluidas,otros minerales, etc.), son primero adsorbidas en la superficie del cristal y ms tarde incorporadas

al mismo como consecuencia de su rpido crecimiento. Finalmente, el mecanismo de la solucin

slida, el elemento traza entra en la estructura del mineral, sustituyendo a un elementomayoritario en un lugar determinado dentro de la red del mineral. De aqu en adelante solo se

considerar el mecanismo de solucin slida, ya que es el nico de los tres que puede ser descritorecurriendo a las propiedades termodinmicas del sistema. Debido a las bajas concentraciones es

necesario establecer una relacin entre actividad y concentracin. Si la mezcla es ideal, estarelacin est dada por la Ley de Raoult:

ai = Xi [4.1]

Donde: ai

es la actividad del elemento traza en el mineral husped y Xi

es su

concentracin.

Comnmente, ste no es el caso ya que el comportamiento de los elementos traza tanto en

fundidos como en los minerales es frecuentemente no ideal, por lo que su actividad se puededecir que es directamente proporcional a su concentracin (Ley de Henry):

aij

= kijXi

j[4.2]

Donde: kij

es la constante de la ley de Henry (una constante de proporcionalidad para el

elemento traza i en el mineral j.

4.2.1.- Coeficiente de Particin.


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Donde: Kd es el coeficiente de distribucin de Nernst; C es la concentracin del elemento

traza expresada en ppm o en % en peso.

Si el elemento traza en cuestin presenta un coeficiente de particin 1, ste elemento tendr preferencia por el slido y por tanto se le denominar compatible.

Ahora bien, cuando se considera la evolucin de un lquido magmtico, es necesario

establecer las relaciones de equilibrio del mismo con el conjunto de fases minerales que estn

interviniendo. En este caso, el coeficiente de particin se cuantifica por el coeficiente dedistribucin global (D

i), el cual es la suma de los productos de los coeficientes de distribucin

individuales y de la proporcin en peso (x)de cada mineral en el sistema. Es decir:

Di= xD

i/liq + yD

i/liq + ... +zD

i/liq. [4.4]

As, el criterio para la denominacin de los elementos traza con respecto a su

compatibilidad/incompatibilidad en un determinado sistema obedece a los ya expuestoanteriormente (D

imayor o menor que 1).

Hasta el momento hemos visto el coeficiente de particin como un valor constante y biendeterminado, pero la realidad nos dice que este coeficiente puede variar dependiendo de las

condiciones de presin, temperatura, composicin, actividad del oxgeno, qumica del cristal,

contenido de agua en el fundido, etc. La figura 4.3 muestra un poco estos efectos en los

coeficientes de particin para REE en esfenos (Green & Pearson, 1986);

(a)Composicin: En trminos generales podemos decir que la composicin tanto del fundidocomo del cristal es el factor mas importante con respecto a lo expuesto anteriormente (i.e. siel fundido es bsico o cido), por lo que cuando se entregan valores en tablas, stos suelen

estar agrupados segn el contenido de slice en el fundido y segn el tipo de roca (figura 4.4).

(b)Temperatura: El coeficiente de particin est en funcin de la temperatura. Ejemplo: Elcoeficiente de particin para el Lu entre olivino y basalto, y Lu y Hf entre clinopiroxeno y

basalto, disminuye al aumentar la temperatura. Sin embargo, el efecto de la temperatura noesta aislado al de la composicin (figura 4.3).

(c)Presin: La influencia de la presin ha sido deficientemente evaluada. Sin embargo, Schimizu(1974) ha determinado que en los clinopiroxenos, el Kd de Sr, K, Ba, Rb y Cs sufre un ligeroaumento al disminuir la presin. Otros estudios (Green y Pearson (1983, 1986)) en esfenos y

clinopiroxenos han demostrado que este coeficiente tiene un aumento sistemtico en los Kd de

La, Sm, Ho y Lu al aumentar la presin de 7.5 a 30 Kbar (figura 4.5).


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Los coeficientes de particin en basaltos y andesitas baslticas (45-57% SiO2) (segn TAS)

para las tierras raras quedan resumidos en la figura 4.8. Aquellos observados en los lquidosandesticos (57-63% SiO2) estn resumidos en la figura 4.9 y para aquellos lquidos dacticos,

riodacticos y riolticos (>63%) en la figura 4.10.

Los valores para las tierras raras (REE) comparados en riolitas, basaltos y andesitas muestran

un orden de magnitud de diferencia para los minerales piroxeno y horblenda (mayor para los

fundidos riolticos), ya que estos minerales presentan una pequea pero medible anomala de Eu.Los valores para las tierras raras livianas en granate son mayores y la anomala de Eu en las

plagioclasas es mucho mayor.

4.2.2.- Controles geolgicos en la distribucin de los elementos traza.

Los estudios concernientes a los elementos traza necesitan de un conocimiento previo de

las condiciones en la cual los procesos geolgicos controlaron su distribucin. Para ello, existen

modelos matemticos disponibles para modelarlos, por lo que necesitaremos los conceptosbsicos que sirven de base para entenderlos (Box 4.1).

Cualquier fuente de rocas que ha sido sujeta a alteracin hidrotermal o a metamorfismo

est propensa a sufrir movilidad en sus elementos. Esto es indispensable saberlo ya que cualquierestudio petrogentico se basa en que el sistema no ha sido perturbado en cuanto a sus

concentraciones.

De manera generalizada, los elementos incompatibles que pertenecen al grupo LFSE (Cs,

Sr, K, Rb, Ba -figura 4.2-) son mviles, mientras que los HFSE son inmviles. Este ltimo grupo

incluye a las tierras raras (REE), Sc, Y, Th, Zr, Hf, Ti, Nb, Ta y P (Pearce, 1983). En suma, losmetales de transicin Mn, Zn y Cu tienden a ser mviles, particularmente a altas temperaturas,

mientras que Co, Ni, V y Cr son inmviles (salvo excepciones). Humphries (1984) demostr que

no existe una simple relacin entre el grado de movilidad de las tierras raras y el tipo de roca o elgrado de metamorfismo.

Un caso especial para la movilizacin de los elementos trazas es la deshidratacin del piso

ocenico (ocean floor) subductado, un proceso que se piensa ligado a la formacin de magmas

calcoalcalinos. Pearce (1983) sugiri que los elementos Sr, K, Rb, Ba, Th, Ce, P y Sm secomportan como mviles bajo estas circunstancias.

Con respecto a la fusin parcial (Partial melting), dos tipos de este fenmeno sondescritos; Fusin parcial en equilibrio (Batch Melting), en el cual el fundido generado est

continuamente reaccionando y re-equilibrndose con la fase slida residual, hasta que las

di i i d l i i l d 'b h' d


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CL/Co = 1/[DRS + F(1 - Drs)], [4.5]

Y si consideramos la concentracin del elemento traza en el residuo no fundido Cs relativo a la

fuente no fundida Co, tendramos:

Cs/Co = DRS/[DRS + F(1 - DRS)], [4.6]

Donde DRS es el coeficiente de particin global del slido residual y F es el porcentaje de fusinparcial.

El caso ms sencillo para modelar es el de fusin modal, es decir, cuando los mineralescontribuyen al fundido en la misma proporcin que su concentracin en la roca, y queda descrita

por:

CL/Co = 1/[Do + F(1-Do) [4.7]

Tomando el caso ms sencillo, en que D es calculado para el residuo no fundido, tenemosque el grado de enriquecimiento o empobrecimiento relativo al lquido original (CL/CO) para

diferentes valores de F y D lo podemos observar en la figura 4.11(a). Cuando D es pequeo,tenemos que CL/CO = 1 / F, y por ende se marca el lmite para el enriquecimiento para los

elementos trazas en fusin parcial en equilibrio (rea sombreada en figura 4.11(a). Si F espequeo, tenemos que CL/CO = 1 / D, y marca el mximo enriquecimiento posible para un

elemento incompatible, y un mximo empobrecimiento en elementos compatibles relativos a la

fuente original.

El enriquecimiento y empobrecimiento en el slido residual en equilibrio con el fundido

es mostrado en la figura 4.11(b), igualmente para distintos valores de F y D. Pequeos grados defusin empobrecern el residuo significantemente en elementos incompatibles, mientras que los

elementos compatibles, a pequeos grados de fusin mantendrn una concentracin cercana a la

inicial. Cox et al. (1979) us estas relaciones para estimar el contenido promedio de elementoscompatibles tales como Ni y Cr en el manto superior a partir de la composicin de ndulos

ultramficos desde el cual un fundido habra sido extrado.

(b) Fusin fraccionada: Existen dos versiones en cuanto a las ecuaciones de fusin fraccionada;una considera la formacin de solo un fundido, mientras que la otra considera el lquido agregadoformado por la acumulacin de un gran nmero de pequeos incrementos de fundidos. Si

asumimos que durante la fusin fraccionada las fases minerales entran al fundido en las mismasproporciones en que se encuentran en la fuente, entonces la concentracin de un elemento traza

en el lquido relativo a la roca parental para un fundido incremental dado queda definida por la

i


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Nota: estas ecuaciones pueden hacerse ms complejas en la medida que los minerales no fundan

en las mismas proporciones modales en que se encuentran en la fuente.

4.3.- Las Tierras Raras (REE).

Las tierras raras (REE) son los elementos traza mas utilizados y tienen importantes

implicancias en petrologa gnea, sedimentaria y metamrfica. Las REE comprenden la serie de

elementos metlicos con nmero atmico entre 57 y 71 (La Lu -tabla 4.4-). Adems, elelemento Y con un radio inico similar al del Ho es a veces incluido.

4.3.1.- La qumica de las Tierras Raras.

Las REE tienen entre s propiedades qumicas y fsicas similares. Esto viene del hecho deque ellas forman iones estables de carga 3+ de similar tamao. Las pequeas pero significativas

diferencias en el comportamiento geoqumico son debidas al constante decrecimiento observado

en el tamao inico a medida que aumentamos el nmero atmico (contraccin de loslantnidos). Estas pequeas diferencias en tamao y comportamiento son aprovechadas por

procesos petrolgicos, que conllevan al fraccionamiento de las REE. Este ltimo es el fenmenousado en geoqumica para estudiar la gnesis de fuentes de rocas (magmas) y para descifrar los

procesos petrolgicos.

4.3.2.- La presentacin de las Tierras Raras como datos.

Las concentraciones de las REE en las rocas son usualmente normalizadas a unareferencia estndar, la que comnmente consiste en los valores de los meteoritos condrticos.

Estos meteoritos han sido elegidos ya que se piensa que estn relativamente no-fraccionadosdesde la formacin del sistema solar. Sin embargo, las concentraciones de las REE en el sistema

solar son muy variables debido a las diferentes estabilidades de los distintos tomos. Las REE

con nmero atmico par son ms estables y por ende ms abundantes, mientras que aquellas connumero atmico impar son ms inestables, por lo que se forma un patrn de zig-zag en un

diagrama de composicin-abundancia (figura 4.19). Por esto, la normalizacin a condritos tiene

dos funciones principales: elimina la variacin que existe entre los elementos con nmero

atmico e impar (en otras palabras, elimina el patrn de zig-zag), y tambin permite identificarcualquier proceso de fraccionacin que halla afectado la roca desde su formacin (modelo

condrtico). Los valores y razones de valores normalizados son denotados por el subndice N

(por ejemplo: CeN, (La/Ce)N).

La REE son frecuentemente presentados en un diagrama de concentracin v/s nmero

i l l i li d l l d d i f i l l


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Las dificultades con la normalizacin a condritos est en que la concentracin condrtica

es variable, por lo que se han propuesto un gran nmero de sets de valores normalizadores (tabla4.5), e incluso se han presentado los valores no estandarizados. Algunos autores usan un valor

condrtico promedio, mientras que otros prefieren usar los condritos C1 como los ms

representativos de la composicin original de la nebulosa solar.

El grado de fraccionamiento de un patrn observado en las REE puede expresarse por la

concentracin de una tierra rara liviana (La o Ce) dividida por la concentracin de una tierra rarapesada (Yb o Y). Ambos valores normalizados a condritos. La razn (La/Yb)N es frecuentemente

graficado contra CeN o YbN, y es una medida del grado de fraccionamiento de las REE a medidaque cambia el contenido de las REE.


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