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MMMAAAGGGMMMAAATTTIIISSSMMMOOO EEENNN LLLAAA DDDIIINNNÁÁÁMMMIIICCCAAA GGGLLLOOOBBBAAALLL (MÁSTER EN PROCESOS Y RECURSOS GEOLÓGICOS, ESPECIALIDAD DE PROCESOS

INTERNOS Y RECURSOS MINERALES)

David Orejana García

Cristina de Ignacio San José

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TEMA 1. INTRODUCCIÓN Y CONCEPTOS BÁSICOS SOBRE MAGMATISMO

Relación mineralogía-química de la roca

Las rocas ígneas pueden mostrar multitud de minerales. Sin embargo, la mayoría de los tipos rocosos están formados fundamentalmente por un grupo reducido de minerales.

Hablamos de minerales fundamentales o principales cuando su porcentaje en una roca está por encima de 5% en volumen, y de minerales accesorios cuando están por debajo de dicha cifra. Por otro lado, podemos también distinguir en una roca los minerales primarios, que son los cristalizados directamente a partir del fundido, de los secundarios, que aparecen en la roca como consecuencia de procesos posteriores a la solidificación, como por ejemplo alteración por circulación de fluidos hidrotermales, meteorización, etc.

En la tabla adjunta se muestran algunos de estos minerales en rocas ígneas, cuyo porcentaje normalmente condiciona el nombre que recibirá la roca (su clasificación).

Además de los minerales accesorios listados, que son los más frecuentes, estos son ejemplos de otros que pueden aparecer también: espinela, granate, sillimanita, andalucita, cordierita, rutilo, turmalina, calcita, perovskita, monacita, xenotima y allanita, entre otros.

U, Th, Nb, Ta. TR intermediasSiO2 CaO TiO2Titanita (esfena)

U, TR intermedias5CaO 3P2O5 (OH, F, Cl)Apatito

Hf, U, Th, TR pesadasSiO2 ZrOCircón

V, ScTiO2 FeOIlmenita

V, ScFeO Fe2O3Magnetita

MINERALES ACCESORIOS

2SiO2 Al2O3 Na2O4SiO2 Al2O3 K2O(Na,Ca)4-8 Al6 Si6 (O,S)24 (SO4,Cl)1-2

Feldespatoides: NefelinaLeucita

Sodalita-Hauyna

Ba, Sr, Eu6SiO2 Al2O3 K2OFeldespato potásico

Sr, Eu2SiO2 Al2O3 CaO6SiO2 Al2O3 Na2O

Plagioclasa: AnortitaAlbita

Rb, Ba6SiO2 3Al2O3 K2O 2H2OMoscovita

Ni, Cr, Co, Sc, Ba, Rb6SiO2 Al2O3 6(Mg,Fe)O K2O 2H2OBiotita

Ni, Cr, Co, Sc7SiO2 Al2O3 4(Mg,Fe)O 2CaO H2OHornblenda

Ni, Cr, Co, Sc2SiO2 Al2O3 CaO (Mg,Fe)OClinopiroxeno

Ni, Cr, CoSiO2 (Mg,Fe)OOrtopiroxeno

Ni, Cr, CoSiO2 2(Mg,Fe)OOlivino

ELEM. TRAZA COMPATIBLESFORMULAMINERALES PRINCIPALES

U, Th, Nb, Ta. TR intermediasSiO2 CaO TiO2Titanita (esfena)

U, TR intermedias5CaO 3P2O5 (OH, F, Cl)Apatito

Hf, U, Th, TR pesadasSiO2 ZrOCircón

V, ScTiO2 FeOIlmenita

V, ScFeO Fe2O3Magnetita

MINERALES ACCESORIOS

2SiO2 Al2O3 Na2O4SiO2 Al2O3 K2O(Na,Ca)4-8 Al6 Si6 (O,S)24 (SO4,Cl)1-2

Feldespatoides: NefelinaLeucita

Sodalita-Hauyna

Ba, Sr, Eu6SiO2 Al2O3 K2OFeldespato potásico

Sr, Eu2SiO2 Al2O3 CaO6SiO2 Al2O3 Na2O

Plagioclasa: AnortitaAlbita

Rb, Ba6SiO2 3Al2O3 K2O 2H2OMoscovita

Ni, Cr, Co, Sc, Ba, Rb6SiO2 Al2O3 6(Mg,Fe)O K2O 2H2OBiotita

Ni, Cr, Co, Sc7SiO2 Al2O3 4(Mg,Fe)O 2CaO H2OHornblenda

Ni, Cr, Co, Sc2SiO2 Al2O3 CaO (Mg,Fe)OClinopiroxeno

Ni, Cr, CoSiO2 (Mg,Fe)OOrtopiroxeno

Ni, Cr, CoSiO2 2(Mg,Fe)OOlivino

ELEM. TRAZA COMPATIBLESFORMULAMINERALES PRINCIPALES

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El cuarzo, aunque no aparece en la tabla anterior debido a la simplicidad de su fórmula química (SiO2), es un mineral principal en muchos tipos de roca. El orden de cristalización de un fundido depende de diversas variables, pero siempre habrá unas fases minerales de mayor temperatura, que cristalizarán primero, y otras de menor temperatura, que lo harán a continuación. Por supuesto que diversos minerales pueden co-cristalizar a la vez. El cuarzo es un mineral de baja temperatura, por lo general, y se forma una vez que buena parte de la sílice (SiO2) del fundido ha pasado a formar parte de otros silicatos (por ejemplo feldespatos, piroxenos, anfíboles, micas...). El cuarzo sólo se formará a partir de fundidos sobresaturados en sílice. Estrictamente hablando, la sobresaturación en sílice implica formación de cuarzo en la norma CIPW, y la subsaturación la formación de leucita y/o olivino normativo. Pero la presencia o ausencia de esas mismas fases en la moda de las rocas también es un factor indicativo.

Frente a la sobresaturación en sílice, existen los conceptos de saturación y subsaturación en sílice. Los fundidos subsaturados en sílice nunca formarán cuarzo, y sí podrán dar lugar a una serie de minerales que son incompatibles con el cuarzo, como los feldespatoides, el olivino o la melilita ((Ca,Na)2(Al,Mg)2(Si,Al)2O7). Las rocas saturadas pueden tener pequeñas cantidades de cuarzo o de feldespatoides.

Un término que con mucha frecuencia se usa en petrología ígnea es el de serie (en inglés suite), para hacer referencia a un conjunto de rocas que poseen una composición química variada, pero se relacionan genéticamente, es decir, que ciertos procesos magmáticos han operado sobre un mismo magma inicial para dar lugar a diferentes tipos rocosos, unos menos evolucionados (los más parecidos al magma parental) y otros más evolucionados. Con mucha frecuencia, el tipo de serie que vamos a considerar son las series alcalina y subalcalinas (toleítica y calco-alcalina), en las que se tiene en cuenta la relación entre sílice (SiO2) y álcalis (Na2O + K2O). Pero existen otras posibilidades, como por ejemplo las series peralumínica, metalumínica y peralcalina, que dependen de la abundancia relativa de alúmina (Al2O2) con respecto a la suma CaO + Na2O + K2O (los cálculos se detallan más adelante).

En cuanto a mineralogía, es interesante la relación de algunos minerales con el tipo de serie en el que pueden aparecer. Por ejemplo, las series alcalinas van a presentar, normalmente, minerales félsicos y máficos ricos en álcalis. Como félsico será algún feldespato alcalino (ortosa, sanidina, anortoclasa) y como máficos clinopiroxenos alcalinos (egirina) y anfíboles alcalinos (Riebeckita, Richterita, Arfvedsonitas). El ortopiroxeno es, por otro lado, una fase propia de series subalcalinas.

Otro aspecto relevante es la presencia de elementos volátiles. Las rocas ígneas ricas en volátiles normalmente poseen cierta abundancia de minerales principales que albergan en su estructura moléculas de dichos elementos volátiles (los más comunes son H2O, CO2, P2O5 o S). El agua está presente en micas, anfíboles, clorita (suele ser secundaria), ceolitas..., mientras que el CO2 suele aparecer en los carbonatos, el P2O5 en los fosfatos y el S en diversos minerales (e.g. sodalita-haüyna).

Las series de rocas ígneas en base a datos geoquímicos de roca total

Las rocas que pueden formar una serie ígnea han de ser coetáneas (poseer la misma edad), comagmáticas (provienen de un mismo magma parental) y, por lo tanto, están estrechamente relacionadas en el campo. Ejemplos de rocas que pueden conformar una serie magmática

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coherente serían rocas volcánicas relacionadas con la emisión de un determinado volcán en un momento concreto de su historia eruptiva o rocas procedentes de diferentes facies de un mismo plutón (una intrusión plutónica zonada).

Cuando los datos químicos de rocas comagmáticas se proyectan en diagramas binarios, incluyendo un elemento químico que sirva para dar una indicación clara del grado de evolución (SiO2, MgO), pueden observarse correlaciones positivas o negativas que, interpretadas adecuadamente, dan idea de los procesos de diferenciación que han actuado para provocar la variación química que muestran las rocas.

A continuación se muestra el diagrama TAS con los términos volcánicos de clasificación. Por encima de la línea discontinua se encontrarían las series alcalinas y por debajo las subalcalinas.

Estos tres diagramas TAS que vienen a continuación representan tres series geoquímicas de afinidad variada. Las dos primeras figuras representan series alcalinas (fuertemente alcalina el gráfico

Series alcalinas

Series subalcalinas

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izquierdo y moderadamente alcalina el gráfico derecho); el tercer gráfico (derecha) representa una serie subalcalina. Hay que entender que las series evolucionan desde los magmas más primitivos (pobres en sílice y ricos en MgO) hasta los más evolucionados (los más ricos en sílice).

Las series subalcalinas (toleítica y calco-alcalina) necesitan otros gráficos para ser distinguidas. A continuación hay algún ejemplo, de los cuales el más usado es el diagrama AFM, siendo A los álcalis (Na + K), F el Fe y M el Mg.

Igualmente, la serie calco-alcalina algunas veces se diferencia en sub-series en función del contenido en sílice y K. La serie de bajo contenido en K puede ser también una serie toleítica, pero las series de contenido medio o alto en K son calco-alcalinas.

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En rocas intermedias o ácidas (contenidos en sílice por encima de 52 wt.%) pueden diferenciarse tres series en función del índice de peraluminicidad: peralumínica, metalumínica y peralcalina (ésta última no tiene nada que ver con las series alcalinas). Como muestra el gráfico, se usa la relación entre el óxido de Al y la suma de los óxidos de Ca, Na y K (importante: se usan valores moleculares que resultan de dividir wt% del óxido por su peso molecular). Los minerales en el cuadro negro son minerales normativos, y los de los cuadros blancos son minerales modales que caracterizan a cada una de las tres series.

Debajo y a la derecha se muestran, respectivamente, un diagrama TAS y un diagrama QAPF. Se muestra la equivalencia de dónde se proyectarían en ambos diagramas tres series geoquímicas alcalinas: a) moderadamente, b) fuertemente y c) ultralcalina.

En la figura derecha se puede observar la posición aproximada de diferentes series geoquímicas en el diagrama QAP. Notar que sólo aparecen series moderadamente alcalinas, las fuertemente alcalinas y ultralcalinas se proyectan en el triángulo inferior del QAPF, es decir, en el APF.

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En la figura izquierda se muestran un elemento mayor (Al) y otro traza (Rb) con respecto a un elemento diferenciador (Mg). La presencia de correlación negativa con respecto al Al indica que todas las rocas proyectadas parecen ser comagmáticas y algún proceso ha llevado a un enriquecimiento en Al progresivo del magma. En el caso del Rb, por sí sólo no aportaría información sobre procesos de diferenciación, o indicaría que las rocas proyectadas no son cogenéticas.

Compatibilidad de los elementos

Si un mineral y un fundido están en equilibrio químico, se puede calcular el coeficiente de distribución o de reparto de un elemento dividiendo su concentración en el mineral por la que posee en el fundido. Si dicho valor o coeficiente es mayor de 1, el elemento es compatible con el mineral, si es menor de 1, el elemento es incompatible con el mineral.

Si un fundido está en equilibrio con un grupo de minerales, el coeficiente de distribución que controlará el comportamiento del elemento será un coeficiente global, resultado de sumar el producto de cada coeficiente particular (el de cada mineral) por el porcentaje (expresado de 0 a 1) en el que se encuentra dicho mineral dentro del conjunto o grupo de fases sólidas.

Ejemplo: D = (Kd-olivino x %olivino) + (Kd-granate x %granate)..., siendo Σ%minerales = 1

El comportamiento de los elementos traza durante los procesos de cristalización y fusión es de capital importancia, ya que determina la composición química de los magmas, que después nos ayudará a interpretar la génesis de los mismos. En la tabla que sigue se destacan algunos elementos traza y las fases minerales con las que pueden llegar a ser compatibles.

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Proyección de elementos traza en diagramas normalizados

Una de las maneras más comunes de representar la composición de elementos traza de una roca es mediante una comparación con un material de composición internacionalmente reconocida y aceptada y que tenga sentido como componente de referencia. Dicha comparación se realiza dividiendo la concentración de cada elemento en la roca por la que posee el material de referencia. La proyección de los resultados se hace en diagramas de escala logarítmica donde el valor 1 querría decir igual composición que la roca con la que comparo. Los elementos representados hacia la parte izquierda se consideran, en términos generales, más incompatibles que los que hay progresivamente más a la derecha.

Dicha comparación puede hacerse con muy diversos materiales, dentro de los cuales los más empleados son el condrito (composición media de un determinado tipo de meteorito condrítico que se supone similar a los planetesimales que constituyeron la tierra originalmente), el manto primitivo (un cálculo teórico de la composición del manto terrestre) y el MORB (composición media de los basaltos de dorsales centro-oceánicas).

Las siguientes figuras representan diagramas normalizados al condrito (normalmente se normalizan las REE) y al manto primitivo (todo tipo de elemento traza) y para su descripción solemos atender, entre otros, a los siguientes aspectos:

1) La pendiente del espectro proyectado (fuerte pendiente es igual a elevado fraccionamiento de los elementos que configuran la parte inclinada del espectro).

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2) Elementos que posean elevados valores normalizados, lo cual implica enriquecimiento en dichos elementos respecto a los demás.

3) Presencia de anomalías (postivas o negativas) o picos en el espectro. Lo cual indica un enriquecimiento puntual respecto a elementos próximos, que se suponen con un grado de compatibilidad general próximo.

El diagrama de la izquierda es un ejemplo de diagrama multielemental normalizado. En el eje de abscisas siempre encontraremos, en determinado orden, los elementos químicos cuya composición va a ser representada. El eje de ordenadas es logarítmico (cada tramo representa un valor 10 veces mayor que el anterior), y en él “leeremos” la composición de cada elemento. Finalmente, las dos líneas denominadas MORB (Mid Ocean Ridge Basalts) y OIB (Ocean Island Basalts) representan dos materiales distintos.

El diagrama de la izquierda es un ejemplo de diagrama de REE normalizado al condrito. Los rasgos más importantes de la roca proyectada a la hora de describirlo sería un fuerte fraccionamiento en las LREE, muy bajo fraccionamiento en las HREE y anomalía negativa marcada en el Eu. Por otro lado, valores 100 veces los del condrito para las LREE pueden considerarse como muy elevados, lo que da idea de cierto grado de enriquecimiento en dichos elementos.

Proyección e interpretación de los diagramas isotópicos

De las relaciones isotópicas que suelen usarse, las más frecuentes son las de los sistemas Sm-Nd y Rb-Sr. De estos sistemas son ejemplos las tres figuras que se muestran a continuación.

En estas figuras se muestra la composición isotópica de diversos componentes de interés, como los MORB, OIB, el Bulk Silicate Earth (BSE), que es la cruceta de estos diagramas, HIMU (componente mantélico con elevada relación U/Pb), EMI (manto enriquecido I) y EMII (manto enriquecido II).

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El cuadrante superior izquierdo de este tipo de diagramas corresponde con materiales isotópicamente empobrecidos, mientras que el cuadrante inferior derecho incluiría materiales isotópicamente enriquecidos. Existe una alineación de datos en el cuadrante "empobrecido" hasta el enriquecido que se denomina "mantle array". En el cuadrante enriquecido esta tendencia de correlación desaparece y suele haber mayor dispersión de los datos.

Conviene tener presente los siguientes aspectos: 1) las rocas que representan fundidos no contaminados durante el transporte y emplazamiento poseerán una composición isotópica similar a la del área fuente (calculada a la edad de formación de la roca), 2) las series de rocas cogenéticas que den lugar a una fuerte variación isotópica probablemente indican fenómenos de asimilación o mezcla de magmas de composición variada, y 3) rocas de un determinado área o región que procedan de fundidos no contaminados, pero que den lugar a una fuerte variabilidad en la composición isotópica, pueden estar reflejando la heterogeneidad isotópica del área fuente en dicho área o región. Ejemplo de lo último es el diagrama superior, donde se aprecia la heterogeneidad isotópica de basaltos de islas oceánicas actuales.

Líquidus, sólidus, papel del agua en la fusión y curvas de deshidratación

Ninguna roca natural funde totalmente a una única temperatura o presión y ningún fundido natural cristaliza completamente a una única temperatura o presión, sino que ambos procesos se desarrollan a lo largo de un rango de presiones y temperaturas. En un diagrama binario presión-temperatura la curva a elevada temperatura que indica las condiciones de final de la fusión de una roca (100% fundido) o el comienzo de la cristalización de un fundido se denomina curva líquidus.

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Por el contrario, la curva a menores temperaturas que indica las condiciones de comienzo de la fusión de una roca o final en un proceso de cristalización (100% sólido) se denomina curva sólidus.

La presencia de agua en un sistema rocoso hace disminuir mucho la temperatura de líquidus y sólidus. En la figura de la derecha se muestran varias curvas de sólidus para diferentes tipos rocosos, de tal manera que las curvas discontinuas reflejan condiciones sin agua y las continuas condiciones de saturación en agua. Las peridotitas corresponderían a rocas de manto, mientras que la granodiorita puede representar la composición de la corteza terrestre.

La curva geoterma indica cuáles son las temperaturas que podremos encontrar a cada presión (profundidad) en un determinado sector de la Tierra. En la imagen de la derecha se aprecia que la geoterma (curva discontinua) no corta a la banda oscura que hay más a la derecha (delimitada por las curvas líquidus y sólidus para el manto seco), por lo que ese sector no podría generar fundidos a ninguna profundidad. La flecha "Adiabat" indica una posible trayectoria de despresurización de rocas del manto capaces de fluir y ascender sin perder apenas temperatura; en este caso la fusión sí se lograría a partir de unos 120 Km de profundidad, y el porcentaje de fusión aumentaría progresivamente a menores presiones (ver líneas discontinuas de 15%, 30% y 60% de fusión).

Cada roca posee unas condiciones de fusión diferentes, que se pueden determinar de manera aproximada en laboratorio. La figura de la derecha muestra la curva sólidus en condiciones de saturación en agua (water saturated solidus) para rocas corticales y después varias curvas líquidus, cada una de las cuales representa cierta cantidad de agua en el sistema (desde 1 wt.% a 12 wt.%). Teniendo en cuenta este sistema, la roca, independientemente de la cantidad de agua que haya libre en el sistema, empezará a fundir en las condiciones P-T marcadas por la curva sólidus de saturación en agua. El agua se disolverá rápidamente en el fundido, y para que el resto de la roca funda completamente habría que elevar la temperatura hasta alcanzar una de las curvas de

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líquidus. Si el sistema tenía originalmente 5 wt.% de agua, para fundir completamente la roca habrá que alcanzar las condiciones que representa la curva líquidus señalada con un 5. Se deduce que cuanto menos agua hay en el sistema, más energía (temperatura) hay que aportar para fundirlo totalmente. También se puede deducir que cuanta más agua hay en el sistema más cantidad de fundido se obtendrá para una temperatura dada.

Las dos figuras superiores también representan curvas de sólidus con saturación en agua, pero además se muestran curvas que señalan una reacción mineral. Son reacciones en las que un mineral hidratado (moscovita, biotita u hornblenda) reaccionan con otros minerales en estado sólido para dar lugar a una mineralogía anhidra nueva más una fase fluida rica en agua (se trata de una reacción de deshidratación). Cuando un sistema rocoso que posee minerales hidratados, no está en contacto con agua libre, la fusión no puede comenzar en la curva de sólidus saturado, sino que lo hará cuando alguna reacción de deshidratación aporte el agua que permite la formación de fundido

La viscosidad del magma y la saturación en agua

De las propiedades de los magmas, la viscosidad resulta especialmente importante para diversos aspectos, como el modo de emplazamiento, la formación de estructuras de bandeado, el tipo de actividad volcánica y el tipo de edificio volcánico que se formará. La viscosidad está controlada fundamentalmente por el grado de polimerización de los fundidos. Estos están compuestos por un porcentaje importante de sílice, moléculas que en el fundido tienden a unirse en cadenas o estructuras tridimensionales. A dicha unión se le denomina polimerización. Cuando mayor es la polimerización de un fundido, mayor será su viscosidad. En la figura siguiente se pueden observar tres representaciones de estructuras basadas en tetraedros de sílice. La de la izquierda representa la estructura del cuarzo cristalino (100% sílice ordenada), la del medio representa un fundido hipotético que fuese 100% sílice (la polimerización es total, pero el ordenamiento está parcialmente perdido al encontrarse en estado fluido), y finalmente la imagen derecha representa un fundido con sílice, Ca y Mg, en el que estos dos elementos provocan la ruptura de las cadenas de tetraedros de sílice, y por lo tanto reducen el grado de polimerización y la viscosidad. El agua produce un efecto similar, ya que se disuelve en el fundido uniéndose a los tetraedros de sílice,

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razón por la cual los fundidos con mayor cantidad de SiO2 poseen la capacidad de disolver mayores cantidades de agua.

La figura derecha muestra la enorme diferencia de viscosidad que tienen fundidos de composición química contrastada. Los fundidos más ricos en Mg (basaltos komatiíticos) son los menos viscosos, frente a los riolíticos, que dan lugar a muy altas viscosidades. También se puede apreciar que la temperatura afecta a la viscosidad dentro de un mismo tipo de fundido, de tal manera que a mayores temperaturas tiende a disminuir la viscosidad. Otro factor que afecta en gran medida la viscosidad es la presencia de material sólido. A medida que los fundidos ascienden y pierden temperatura van cristalizando, con lo que la viscosidad del conjunto de fundido más cristales va en aumento. De continuar la cristalización del magma, se puede llegar a comportamientos del conjunto como si fuesen masas plásticas muy viscosas o, incluso, cuerpos rígidos.

Una característica de los magmas, junto con la viscosidad del fundido, que define el tipo de actividad volcánica que desarrollarán en superficie es el contenido de volátiles, y más concretamente de agua. El agua se exuelve y produce su mayor expansión volumétrica a muy bajas presiones. Si además el fundido es muy viscoso y no se separan con fluidez las burbujas de líquido o gas acuoso, se terminará formando una espuma gaseosa a alta presión, que causará los fenómenos explosivos durante las erupciones volcánicas. Es el fenómeno de la fragmentación. La figura de la derecha ilustra el comportamiento del agua en un fundido que asciende, es decir, que pierde presión. La cantidad de agua del sistema

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en su conjunto no varía (en el ejemplo es 4 wt.%), pero se pasará de una situación de subsaturación en agua (todo el agua está disuelto en el fundido), a una situación de sobresaturación (coexistencia de un fundido con agua disuelta y una fase fluida rica en agua). El tránsito se produce en la curva de solubilidad o saturación en agua. Esta curva indica, para cada presión, qué cantidad de agua disuelta le queda al fundido (el resto estará exuelta en forma de una fase líquida o gaseosa.