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Magma

El magma se puede encontrar en el manto o en la corteza. El magma ( del griego antiguo μάγμα ( mágma ) ' ungüento espeso ' ) [ 1 ] es el material natural fundido o semifundido d...

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El magma se puede encontrar en el manto o en la corteza.

El magma ( del griego antiguo μάγμα ( mágma ) ' ungüento espeso ' ) [ 1 ] es el material natural fundido o semifundido del que se forman todas las rocas ígneas . [ 2 ] El magma (a veces denominado coloquialmente, aunque incorrectamente, lava ) se encuentra bajo la superficie de la Tierra , y también se han descubierto evidencias de magmatismo en otros planetas terrestres y algunos satélites naturales . [ 3 ] Además de roca fundida, el magma también puede contener cristales suspendidos y burbujas de gas . [ 4 ] 

El magma se produce por la fusión del manto o la corteza en diversos entornos tectónicos , que en la Tierra incluyen zonas de subducción , zonas de rift continental , [ 5 ] dorsales oceánicas y puntos calientes . Los fundidos del manto y la corteza migran hacia arriba a través de la corteza, donde se cree que se almacenan en cámaras magmáticas [ 6 ] o zonas de pasta ricas en cristales transcrustales . [ 7 ] Durante el almacenamiento del magma en la corteza, su composición puede modificarse por cristalización fraccionada , contaminación con fundidos corticales, mezcla de magma y desgasificación. Tras su ascenso a través de la corteza, el magma puede alimentar un volcán y ser extruido como lava, o puede solidificarse bajo tierra para formar una intrusión , [ 8 ] como un dique , un sill , un lacolito , un plutón o un batolito . [ 9 ]

Si bien el estudio del magma se ha basado en la observación del magma después de su transición a un flujo de lava , se ha encontrado magma in situ tres veces durante proyectos de perforación geotérmica : dos veces en Islandia (véase Uso en la producción de energía ) y una vez en Hawái. [ 10 ] [ 11 ] [ 12 ] [ 13 ]

Propiedades físicas y químicas

El magma consiste en roca líquida que generalmente contiene cristales sólidos en suspensión. [ 14 ] A medida que el magma se acerca a la superficie y la presión de la sobrecarga disminuye, los gases disueltos burbujean fuera del líquido, de modo que el magma cerca de la superficie consiste en materiales en fases sólida, líquida y gaseosa . [ 15 ]

Composición

La mayoría del magma es rico en sílice . [ 8 ] El magma no silicatado, poco frecuente, puede formarse por fusión local de depósitos minerales no silicatados [ 16 ] o por separación de un magma en fases líquidas silicatadas y no silicatadas inmiscibles . [ 17 ]

Los magmas de silicato son mezclas fundidas dominadas por oxígeno y silicio , los elementos químicos más abundantes en la corteza terrestre, con cantidades menores de aluminio , calcio , magnesio , hierro , sodio y potasio , y cantidades menores de muchos otros elementos. [ 18 ] Los petrólogos suelen expresar la composición de un magma de silicato en términos de la fracción de masa molar o en peso de los óxidos de los elementos principales (distintos del oxígeno) presentes en el magma. [ 19 ]

Debido a que se observa que muchas de las propiedades de un magma (como su viscosidad y temperatura) se correlacionan con el contenido de sílice, los magmas silicatados se dividen en cuatro tipos químicos según su contenido de sílice: félsicos , intermedios , máficos y ultramáficos . [ 20 ]

magmas félsicos

Los magmas félsicos o silícicos tienen un contenido de sílice superior al 63 %. Incluyen magmas de riolita y dacita . Debido a su alto contenido de sílice, estos magmas son extremadamente viscosos, con valores que van desde 10⁸ cP ( 10⁵ Pa ·s) para magma de riolita caliente a 1200 °C (2190 °F) hasta 10¹¹ cP (10⁸ Pa ·s) para magma de riolita fría a 800 °C (1470 °F) . [ 21 ] En comparación, el agua tiene una viscosidad de aproximadamente 1 cP (0,001 Pa·s). Debido a esta viscosidad tan alta, las lavas félsicas suelen entrar en erupción de forma explosiva, produciendo depósitos piroclásticos (fragmentarios). Sin embargo, las lavas riolíticas ocasionalmente entran en erupción de forma efusiva para formar espinas de lava , domos de lava o "coulees" (que son flujos de lava cortos y gruesos). [ 22 ] Las lavas suelen fragmentarse al extruirse, produciendo flujos de lava en bloques . Estos a menudo contienen obsidiana . [ 23 ]    

Las lavas félsicas pueden entrar en erupción a temperaturas tan bajas como 800 °C (1470 °F) . [ 24 ] Sin embargo, las lavas riolíticas inusualmente calientes (>950 °C; >1740 °F) pueden fluir a distancias de muchas decenas de kilómetros, como en la llanura del río Snake, en el noroeste de Estados Unidos. [ 25 ]    

magmas intermedios

Los magmas intermedios o andesíticos contienen entre un 52 % y un 63 % de sílice, y son más bajos en aluminio y generalmente algo más ricos en magnesio y hierro que los magmas félsicos. Las lavas intermedias forman domos de andesita y lavas en bloques, y pueden aparecer en volcanes compuestos empinados , como en los Andes . [ 26 ] También suelen ser más calientes, en el rango de 850 a 1100 °C (1560 a 2010 °F) ). Debido a su menor contenido de sílice y temperaturas eruptivas más altas, tienden a ser mucho menos viscosos, con una viscosidad típica de 3,5 millones de cP (3500 Pa⋅s) a 1200 °C (2190 °F) . Esto es ligeramente mayor que la viscosidad de la mantequilla de cacahuete suave . [ 27 ] Los magmas intermedios muestran una mayor tendencia a formar fenocristales . [ 28 ] Un mayor contenido de hierro y magnesio tiende a manifestarse como una matriz más oscura , incluyendo fenocristales de anfíbol o piroxeno. [ 29 ]    

magmas máficos

Los magmas máficos o basálticos tienen un contenido de sílice del 52% al 45%. Se caracterizan por su alto contenido ferromagnesiano y generalmente entran en erupción a temperaturas de 1100 a 1200 °C (2010 a 2190 °F) . Las viscosidades pueden ser relativamente bajas, alrededor de 10⁴ a 10⁵ cP (10 a 100 Pa⋅s), aunque esto sigue siendo muchos órdenes de magnitud mayor que el agua. Esta viscosidad es similar a la del ketchup . [ 30 ] Las lavas basálticas tienden a producir volcanes en escudo de bajo perfil o basaltos de inundación , porque la lava fluidal fluye a largas distancias desde el cráter. El espesor de una lava basáltica, particularmente en una pendiente baja, puede ser mucho mayor que el espesor del flujo de lava en movimiento en un momento dado, porque las lavas basálticas pueden "inflarse" por el suministro de lava debajo de una corteza solidificada. [ 31 ] La mayoría de las lavas basálticas son de tipo ʻAʻā o pāhoehoe , en lugar de lavas en bloques. Bajo el agua, pueden formar lavas almohadilladas , que son bastante similares a las lavas pahoehoe de tipo entrañable en tierra. [ 32 ]  

magmas ultramáficos

Los magmas ultramáficos , como el basalto picrítico , la komatiita y los magmas altamente magnésicos que forman la boninita , llevan la composición y las temperaturas al extremo. Todos tienen un contenido de sílice inferior al 45%. Las komatiitas contienen más del 18% de óxido de magnesio y se cree que erupcionaron a temperaturas de 1600 °C (2910 °F) . A esta temperatura prácticamente no hay polimerización de los compuestos minerales, lo que crea un líquido altamente móvil. [ 33 ] Se cree que las viscosidades de los magmas de komatiita fueron tan bajas como 100 a 1000 cP (0,1 a 1 Pa⋅s), similar a la del aceite de motor ligero. [ 21 ] La mayoría de las lavas ultramáficas no son más jóvenes que el Proterozoico , con algunos magmas ultramáficos conocidos del Fanerozoico en América Central que se atribuyen a una pluma del manto caliente . No se conocen lavas de komatiita modernas, ya que el manto terrestre se ha enfriado demasiado como para producir magmas con alto contenido de magnesio. [ 34 ]  

magmas alcalinos

Algunos magmas silícicos tienen un contenido elevado de óxidos de metales alcalinos (sodio y potasio), particularmente en regiones de rifting continental , áreas que cubren placas profundamente subducidas o en puntos calientes intraplaca . [ 35 ] Su contenido de sílice puede variar desde ultramáfico ( nefelinitas , basanitas y tefritas ) hasta félsico ( traquitas ). Es más probable que se generen a mayores profundidades en el manto que los magmas subalcalinos. [ 36 ] Los magmas de nefelinita olivínica son ultramáficos y altamente alcalinos, y se cree que provienen de profundidades mucho mayores en el manto terrestre que otros magmas. [ 37 ]

magmas no silicatados

Algunas lavas de composición inusual han entrado en erupción en la superficie de la Tierra. Entre ellas se incluyen:

  • Se conocen lavas de carbonatita y natrocarbonatita del volcán Ol Doinyo Lengai en Tanzania , que es el único ejemplo de un volcán de carbonatita activo. [ 39 ] Las carbonatitas en el registro geológico son típicamente 75% minerales de carbonato, con cantidades menores de minerales de silicato subsaturados en sílice (como micas y olivino), apatita , magnetita y pirocloro . Esto puede no reflejar la composición original de la lava, que pudo haber incluido carbonato de sodio que fue posteriormente eliminado por actividad hidrotermal, aunque experimentos de laboratorio muestran que es posible un magma rico en calcita. Las lavas de carbonatita muestran proporciones de isótopos estables que indican que se derivan de las lavas silícicas altamente alcalinas con las que siempre están asociadas, probablemente por separación de una fase inmiscible. [ 40 ] Las lavas de natrocarbonatita de Ol Doinyo Lengai están compuestas principalmente de carbonato de sodio, con aproximadamente la mitad de carbonato de calcio y una vez y media más de carbonato de potasio, y pequeñas cantidades de haluros, fluoruros y sulfatos. Las lavas son extremadamente fluidas, con viscosidades solo ligeramente superiores a las del agua, y son muy frías, con temperaturas medidas de 491 a 544 °C (916 a 1011 °F) . [ 41 ]  
  • Se cree que los magmas de óxido de hierro son la fuente del mineral de hierro en Kiruna , Suecia , que se formó durante el Proterozoico . [ 17 ] Las lavas de óxido de hierro de edad pliocena se encuentran en el complejo volcánico El Laco en la frontera Chile-Argentina. [ 16 ] Se cree que las lavas de óxido de hierro son el resultado de la separación inmiscible de magma de óxido de hierro de un magma parental de composición calcoalcalina o alcalina. [ 17 ] Cuando entra en erupción, la temperatura del magma de óxido de hierro fundido es de aproximadamente 700 a 800 °C (1292 a 1472 °F) . [ 42 ]  
  • En el volcán Lastarria , Chile, se producen flujos de lava sulfurosa de hasta 250 metros (820 pies) de largo y 10 metros (33 pies) de ancho . Estos se formaron por la fusión de depósitos de azufre a temperaturas tan bajas como 113 °C (235 °F) . [ 16 ]  

gases magmáticos

Las concentraciones de los distintos gases pueden variar considerablemente. El vapor de agua suele ser el gas magmático más abundante, seguido del dióxido de carbono [ 43 ] y el dióxido de azufre . Otros gases magmáticos principales incluyen el sulfuro de hidrógeno , el cloruro de hidrógeno y el fluoruro de hidrógeno . [ 44 ]

La solubilidad de los gases magmáticos en el magma depende de la presión, la composición del magma y la temperatura. El magma que se extruye como lava es extremadamente seco, pero el magma a profundidad y bajo gran presión puede contener un contenido de agua disuelta superior al 10 %. El agua es algo menos soluble en magma con bajo contenido de sílice que en magma con alto contenido de sílice, de modo que a 1100  °C y 0,5 GPa , un magma basáltico puede disolver un 8 % de H₂O mientras que un magma de pegmatita granítica puede disolver un 11 % de H₂O . [ 45 ] Sin embargo , los magmas no están necesariamente saturados en condiciones típicas.

El dióxido de carbono es mucho menos soluble en los magmas que el agua, y con frecuencia se separa en una fase fluida distinta incluso a gran profundidad. Esto explica la presencia de inclusiones fluidas de dióxido de carbono en los cristales formados en los magmas a gran profundidad. [ 46 ]

Reología

Gráfico que muestra la variación logarítmica de la viscosidad del magma (η) con el contenido de sílice para tres temperaturas.

La viscosidad es una propiedad clave de la fusión para comprender el comportamiento de los magmas. Mientras que las temperaturas en las lavas de silicato comunes varían desde aproximadamente 800 °C (1470 °F) para las lavas félsicas hasta 1200 °C (2190 °F) para las lavas máficas, [ 24 ] la viscosidad de las mismas lavas varía en siete órdenes de magnitud, desde 10 4 cP (10 Pa⋅s) para la lava máfica hasta 10 11 cP (10 8 Pa⋅s) para los magmas félsicos. [ 24 ] La viscosidad está determinada principalmente por la composición, pero también depende de la temperatura. [ 21 ] La tendencia de la lava félsica a ser más fría que la lava máfica aumenta la diferencia de viscosidad.    

El ion silicio es pequeño y tiene una carga elevada, por lo que tiende a coordinarse con cuatro iones oxígeno, formando una estructura tetraédrica alrededor del ion silicio, mucho más pequeño. Esta estructura se denomina tetraedro de sílice . En un magma con bajo contenido de silicio, estos tetraedros de sílice se encuentran aislados, pero a medida que aumenta el contenido de silicio, comienzan a polimerizarse parcialmente, formando cadenas, láminas y cúmulos unidos por iones oxígeno puente. Esto incrementa considerablemente la viscosidad del magma. [ 47 ]

La tendencia a la polimerización se expresa como NBO/T, donde NBO es el número de iones de oxígeno no puenteantes y T es el número de iones formadores de red. El silicio es el principal ion formador de red, pero en magmas con alto contenido de sodio, el aluminio también actúa como formador de red, y el hierro férrico puede actuar como tal cuando faltan otros formadores de red. La mayoría de los demás iones metálicos reducen la tendencia a la polimerización y se describen como modificadores de red. En un magma hipotético formado completamente a partir de sílice fundida, NBO/T sería 0, mientras que en un magma hipotético con tan pocos formadores de red que no se produce polimerización, NBO/T sería 4. Ninguno de estos extremos es común en la naturaleza, pero los magmas basálticos suelen tener NBO/T entre 0,6 y 0,9, los magmas andesíticos tienen NBO/T de 0,3 a 0,5, y los magmas riolíticos tienen NBO/T de 0,02 a 0,2. El agua actúa como modificador de red, y el agua disuelta reduce drásticamente la viscosidad del fundido. El dióxido de carbono neutraliza los modificadores de red, por lo que el dióxido de carbono disuelto aumenta la viscosidad. Los fundidos a temperaturas más altas son menos viscosos, ya que hay más energía térmica disponible para romper los enlaces entre el oxígeno y los formadores de red. [ 15 ]

La mayoría de los magmas contienen cristales sólidos de diversos minerales, fragmentos de rocas exóticas conocidas como xenolitos y fragmentos de magma previamente solidificado. El contenido cristalino de la mayoría de los magmas les confiere propiedades tixotrópicas y de adelgazamiento por cizallamiento . [ 48 ] En otras palabras, la mayoría de los magmas no se comportan como fluidos newtonianos, en los que la velocidad de flujo es proporcional al esfuerzo cortante . En cambio, un magma típico es un fluido de Bingham , que muestra una considerable resistencia al flujo hasta que se supera un umbral de esfuerzo, denominado límite elástico. [ 49 ] Esto da como resultado un flujo de tapón de magma parcialmente cristalino. Un ejemplo conocido de flujo de tapón es la pasta de dientes que se exprime de un tubo. La pasta de dientes sale como un tapón semisólido, porque el esfuerzo cortante se concentra en una capa delgada de la pasta de dientes junto al tubo, y solo allí la pasta de dientes se comporta como un fluido. El comportamiento tixotrópico también impide que los cristales se sedimenten fuera del magma. [ 50 ] Una vez que el contenido de cristales alcanza aproximadamente el 60%, el magma deja de comportarse como un fluido y comienza a comportarse como un sólido. Esta mezcla de cristales con roca fundida se describe a veces como una masa cristalina . [ 51 ]

El magma también suele ser viscoelástico , lo que significa que fluye como un líquido bajo bajas tensiones, pero una vez que la tensión aplicada supera un valor crítico, el magma fundido no puede disiparla con la suficiente rapidez solo mediante la relajación, lo que da lugar a la propagación transitoria de fracturas. Una vez que las tensiones se reducen por debajo del umbral crítico, el magma fundido se relaja viscosamente una vez más y repara la fractura. [ 52 ]

Temperatura

Las temperaturas de la lava fundida, que es magma extruido en la superficie, se encuentran casi siempre en el rango de 700 a 1400 °C (1300 a 2600 °F) , pero los magmas carbonatíticos, muy raros , pueden ser tan fríos como 490 °C (910 °F) [ 53 ] y los magmas komatiíticos pueden haber sido tan calientes como 1600 °C (2900 °F) [ 54 ] . Ocasionalmente se ha encontrado magma durante perforaciones en campos geotérmicos, incluyendo perforaciones en Hawái que penetraron un cuerpo de magma dacítico a una profundidad de 2488 m (8163 pies) . La temperatura de este magma se estimó en 1050 °C (1920 °F) . Las temperaturas de los magmas más profundos deben inferirse a partir de cálculos teóricos y el gradiente geotérmico [ 13 ] .          

La mayoría de los magmas contienen algunos cristales sólidos suspendidos en la fase líquida. Esto indica que la temperatura del magma se encuentra entre el solidus , que se define como la temperatura a la que el magma se solidifica completamente, y el liquidus , definido como la temperatura a la que el magma está completamente líquido. [ 14 ] Los cálculos de las temperaturas del solidus a profundidades probables sugieren que el magma generado debajo de áreas de rifting comienza a una temperatura de aproximadamente 1300 a 1500 °C (2400 a 2700 °F) . El magma generado a partir de plumas del manto puede ser tan caliente como 1600 °C (2900 °F) . La temperatura del magma generado en zonas de subducción, donde el vapor de agua reduce la temperatura de fusión, puede ser tan baja como 1060 °C (1940 °F) . [ 55 ]      

Densidad

Las densidades del magma dependen principalmente de la composición, siendo el contenido de hierro el parámetro más importante. [ 56 ]

Magma expands slightly at lower pressure or higher temperature.[56] When magma approaches the surface, its dissolved gases begin to bubble out of the liquid. These bubbles had significantly reduced the density of the magma at depth and helped drive it toward the surface in the first place.[57]

Origins

The temperature within the interior of the earth is described by the geothermal gradient, which is the rate of temperature change with depth. The geothermal gradient is established by the balance between heating through radioactive decay in the Earth's interior and heat loss from the surface of the earth. The geothermal gradient averages about 25 °C/km in the Earth's upper crust, but this varies widely by region, from a low of 5–10 °C/km within oceanic trenches and subduction zones to 30–80 °C/km along mid-ocean ridges or near mantle plumes.[58] The gradient becomes less steep with depth, dropping to just 0.25 to 0.3 °C/km in the mantle, where slow convection efficiently transports heat. The average geothermal gradient is not normally steep enough to bring rocks to their melting point anywhere in the crust or upper mantle, so magma is produced only where the geothermal gradient is unusually steep or the melting point of the rock is unusually low. However, the ascent of magma towards the surface in such settings is the most important process for transporting heat through the crust of the Earth.[59]

Rocks may melt in response to a decrease in pressure,[60] to a change in composition (such as an addition of water),[61] to an increase in temperature,[62] or to a combination of these processes.[63] Other mechanisms, such as melting from a meteorite impact, are less important today, but impacts during the accretion of the Earth led to extensive melting, and the outer several hundred kilometers of the early Earth was probably a magma ocean.[64] Impacts of large meteorites in the last few hundred million years have been proposed as one mechanism responsible for the extensive basalt magmatism of several large igneous provinces.[65]

Decompression

Decompression melting occurs because of a decrease in pressure.[66] It is the most important mechanism for producing magma from the upper mantle.[67]

Las temperaturas de solidificación de la mayoría de las rocas (las temperaturas por debajo de las cuales son completamente sólidas) aumentan con el incremento de la presión en ausencia de agua. La peridotita en las profundidades del manto terrestre puede ser más caliente que su temperatura de solidificación a un nivel menos profundo. Si dicha roca asciende durante la convección del manto sólido, se enfriará ligeramente al expandirse en un proceso adiabático , pero el enfriamiento es de tan solo unos 0,3  °C por kilómetro. Estudios experimentales de muestras adecuadas de peridotita documentan que las temperaturas de solidificación aumentan entre 3  °C y 4  °C por kilómetro. Si la roca asciende lo suficiente, comenzará a fundirse. Las gotas de material fundido pueden coalescer en volúmenes mayores y ser empujadas hacia arriba. Este proceso de fusión debido al movimiento ascendente del manto sólido es fundamental en la evolución de la Tierra. [ 63 ]

La fusión por descompresión crea la corteza oceánica en las dorsales oceánicas , lo que la convierte, con mucho, en la fuente de magma más importante de la Tierra. [ 67 ] También provoca vulcanismo en regiones intraplaca, como Europa, África y el fondo marino del Pacífico. El vulcanismo intraplaca se atribuye al ascenso de plumas del manto o a la extensión intraplaca, y la importancia de cada mecanismo es objeto de investigación continua. [ 68 ]

Efectos del agua y del dióxido de carbono

El cambio en la composición de las rocas que más contribuye a la creación de magma es la adición de agua. El agua reduce la temperatura de solidificación de las rocas a una presión dada. Por ejemplo, a una profundidad de unos 100 kilómetros, la peridotita comienza a fundirse cerca de los 800  °C en presencia de exceso de agua, pero cerca de los 1500  °C en ausencia de agua. [ 69 ] El agua es expulsada de la litosfera oceánica en las zonas de subducción y causa la fusión en el manto suprayacente. Los magmas hidratados con composición de basalto o andesita se producen directa e indirectamente como resultado de la deshidratación durante el proceso de subducción. Dichos magmas, y los derivados de ellos, forman arcos de islas como los del Cinturón de Fuego del Pacífico . [ 70 ] Estos magmas forman rocas de la serie calcoalcalina , una parte importante de la corteza continental . [ 71 ] Con baja densidad y viscosidad, los magmas hidratados son altamente flotantes y se moverán hacia arriba en el manto terrestre. [ 72 ]

La adición de dióxido de carbono es una causa relativamente mucho menos importante de la formación de magma que la adición de agua, pero la génesis de algunos magmas subsaturados en sílice se ha atribuido al predominio del dióxido de carbono sobre el agua en sus regiones fuente del manto. En presencia de dióxido de carbono, los experimentos documentan que la temperatura del sólidus de la peridotita disminuye en unos 200  °C en un estrecho intervalo de presión a presiones correspondientes a una profundidad de unos 70  km. A mayores profundidades, el dióxido de carbono puede tener un mayor efecto: a profundidades de hasta unos 200  km, se determinó que las temperaturas de fusión inicial de una composición de peridotita carbonatada eran de 450  °C a 600  °C más bajas que para la misma composición sin dióxido de carbono. [ 73 ] Los magmas de tipos de roca como la nefelinita , la carbonatita y la kimberlita se encuentran entre los que pueden generarse tras una afluencia de dióxido de carbono en el manto a profundidades mayores de unos 70  km. [ 74 ] [ 75 ]

Aumento de temperatura

El aumento de temperatura es el mecanismo más típico para la formación de magma dentro de la corteza continental. Dichos aumentos de temperatura pueden ocurrir debido a la intrusión ascendente de magma desde el manto. Las temperaturas también pueden superar el sólidus de una roca cortical en la corteza continental engrosada por compresión en un límite de placa . [ 76 ] El límite de placa entre las masas continentales de la India y Asia proporciona un ejemplo bien estudiado, ya que la meseta tibetana justo al norte del límite tiene una corteza de unos 80 kilómetros de espesor, aproximadamente el doble del espesor de la corteza continental normal. Estudios de resistividad eléctrica deducida de datos magnetotelúricos han detectado una capa que parece contener fundido de silicato y que se extiende por al menos 1000 kilómetros dentro de la corteza media a lo largo del margen sur de la meseta tibetana. [ 77 ] El granito y la riolita son tipos de roca ígnea comúnmente interpretados como productos de la fusión de la corteza continental debido a aumentos de temperatura. Los aumentos de temperatura también pueden contribuir a la fusión de la litosfera arrastrada hacia abajo en una zona de subducción.

El proceso de fusión

Diagrama de fases para el sistema diópsido-anortita

Cuando las rocas se funden, lo hacen en un rango de temperaturas, ya que la mayoría están compuestas de varios minerales , cada uno con un punto de fusión diferente. La temperatura a la que aparece la primera fusión (el sólidus) es inferior al punto de fusión de cualquiera de los minerales puros. Esto es similar a la disminución del punto de fusión del hielo al mezclarse con sal. La primera fusión se denomina eutéctica y su composición depende de la combinación de minerales presentes. [ 78 ]

Por ejemplo, una mezcla de anortita y diópsido , dos de los minerales predominantes en el basalto , comienza a fundirse a unos 1274  °C. Esta temperatura es muy inferior a las temperaturas de fusión de 1392  °C para el diópsido puro y 1553  °C para la anortita pura. El fundido resultante se compone de aproximadamente un 43 % en peso de anortita. [ 79 ] A medida que se añade calor a la roca, la temperatura se mantiene en 1274  °C hasta que la anortita o el diópsido se funden por completo. La temperatura aumenta entonces a medida que el mineral restante continúa fundiéndose, lo que desplaza la composición del fundido lejos del eutéctico. Por ejemplo, si el contenido de anortita es mayor del 43 %, todo el suministro de diópsido se fundirá a 1274  °C, junto con suficiente anortita para mantener el fundido en la composición eutéctica. Un calentamiento adicional provoca que la temperatura aumente lentamente a medida que la anortita restante se funde gradualmente y la mezcla se enriquece cada vez más en anortita líquida. Si la mezcla tiene solo un ligero exceso de anortita, esta se fundirá antes de que la temperatura supere los 1274  °C. Si la mezcla es casi toda anortita, la temperatura alcanzará casi el punto de fusión de la anortita pura antes de que toda la anortita se haya fundido. Si el contenido de anortita en la mezcla es inferior al 43 %, toda la anortita se fundirá a la temperatura eutéctica, junto con parte de la diópsida, y la diópsida restante se fundirá gradualmente a medida que la temperatura siga aumentando. [ 78 ]

Debido a la fusión eutéctica, la composición del fundido puede ser bastante diferente de la roca fuente. Por ejemplo, una mezcla de 10% de anortita con diópsido podría experimentar alrededor de un 23% de fusión parcial antes de que el fundido se desviara del eutéctico, que tiene una composición de alrededor de un 43% de anortita. Este efecto de la fusión parcial se refleja en las composiciones de diferentes magmas. Un bajo grado de fusión parcial del manto superior (2% a 4%) puede producir magmas altamente alcalinos como las melilititas , mientras que un mayor grado de fusión parcial (8% a 11%) puede producir basalto de olivino alcalino. [ 80 ] Los magmas oceánicos probablemente resultan de la fusión parcial del 3% al 15% de la roca fuente. [ 81 ] Algunos granitoides calcoalcalinos pueden producirse por un alto grado de fusión parcial, hasta un 15% a 30%. [ 82 ] Los magmas con alto contenido de magnesio, como la komatiita y la picrita , también pueden ser productos de un alto grado de fusión parcial de la roca del manto. [ 83 ]

Ciertos elementos químicos, denominados elementos incompatibles , poseen una combinación de radio iónico y carga iónica distinta a la de los elementos más abundantes en la roca madre. Los iones de estos elementos se integran de forma deficiente en la estructura de los minerales que componen la roca madre y se desprenden fácilmente de los minerales sólidos, concentrándose en altas concentraciones en los fundidos producidos por un bajo grado de fusión parcial. Los elementos incompatibles suelen incluir potasio , bario , cesio y rubidio , que son grandes y de carga débil (elementos litófilos de iones grandes, o LILE), así como elementos cuyos iones poseen una carga elevada (elementos de alta fuerza de campo, o HSFE), entre los que se incluyen elementos como circonio , niobio , hafnio , tantalio , los elementos de tierras raras y los actínidos . El potasio puede enriquecerse tanto en el magma fundido producido por un grado muy bajo de fusión parcial que, cuando el magma se enfría y solidifica posteriormente, forma rocas potásicas inusuales como la lamprófira , la lamproíta o la kimberlita . [ 84 ]

Cuando se funde suficiente roca, los pequeños glóbulos de magma (que generalmente se encuentran entre los granos minerales) se unen y ablandan la roca. Bajo la presión del interior de la Tierra, una fracción mínima de fusión parcial puede ser suficiente para que el magma se desprenda de su fuente. [ 85 ] El magma se separa rápidamente de la roca madre una vez que el grado de fusión parcial supera el 30 %. Sin embargo, normalmente se funde mucho menos del 30 % de la roca madre del magma antes de que se agote el suministro de calor. [ 86 ]

La pegmatita puede producirse por bajos grados de fusión parcial de la corteza. [ 87 ] Algunos magmas de composición granítica son fundidos eutécticos (o cotécticos) y pueden producirse por grados bajos a altos de fusión parcial de la corteza, así como por cristalización fraccionada . [ 88 ]

Evolución de los magmas

Diagramas esquemáticos que muestran los principios de la cristalización fraccionada en un magma. Durante el enfriamiento, la composición del magma cambia debido a la cristalización de diferentes minerales a partir del fundido. 1 : cristaliza olivino ; 2 : cristalizan olivino y piroxeno ; 3 : cristalizan piroxeno y plagioclasa ; 4 : cristaliza plagioclasa. En el fondo del reservorio de magma, se forma una roca acumulada .

La mayoría de los magmas se funden completamente solo durante pequeñas partes de su historia. Lo más común es que sean mezclas de fundido y cristales, y a veces también de burbujas de gas. [ 15 ] El fundido, los cristales y las burbujas suelen tener densidades diferentes, por lo que pueden separarse a medida que los magmas evolucionan. [ 89 ]

A medida que el magma se enfría, los minerales suelen cristalizar a partir del fundido a diferentes temperaturas. Esto se asemeja al proceso de fusión original, pero a la inversa. Sin embargo, debido a que el fundido generalmente se ha separado de su roca fuente original y se ha desplazado a una profundidad menor, el proceso inverso de cristalización no es exactamente idéntico. Por ejemplo, si un fundido estuviera compuesto al 50 % de diópsido y anortita, la anortita comenzaría a cristalizar a partir del fundido a una temperatura ligeramente superior a la temperatura eutéctica de 1274  °C. Esto desplaza el fundido restante hacia su composición eutéctica de 43 % de diópsido. El eutéctico se alcanza a 1274  °C, la temperatura a la que el diópsido y la anortita comienzan a cristalizar juntos. Si el fundido estuviera compuesto al 90 % de diópsido, este comenzaría a cristalizar primero hasta alcanzar el eutéctico. [ 90 ]

Si los cristales permanecieran suspendidos en el fundido, el proceso de cristalización no alteraría la composición general del fundido más los minerales sólidos. Esta situación se describe como cristalización de equilibrio . Sin embargo, en una serie de experimentos que culminaron en su artículo de 1915, « Cristalización-diferenciación en líquidos de silicato» [ 91 ] , Norman L. Bowen demostró que los cristales de olivino y diópsido que cristalizaban a partir de un fundido en enfriamiento de forsterita , diópsido y sílice se hundirían a través del fundido en escalas de tiempo geológicamente relevantes. Posteriormente, los geólogos encontraron considerable evidencia de campo de dicha cristalización fraccionada [ 89 ] .

Cuando los cristales se separan de un magma, el magma residual tendrá una composición distinta a la del magma original. Por ejemplo, un magma de composición gabroica puede producir un fundido residual de composición granítica si los cristales formados inicialmente se separan del magma. [ 92 ] El gabro puede tener una temperatura de liquidus  cercana a los 1200 °C, [ 93 ] y el fundido derivado de composición granítica puede tener una temperatura de liquidus tan baja como unos 700  °C. [ 94 ] Los elementos incompatibles se concentran en los últimos residuos del magma durante la cristalización fraccionada y en los primeros fundidos producidos durante la fusión parcial: cualquiera de los dos procesos puede formar el magma que cristaliza en pegmatita , un tipo de roca comúnmente enriquecida en elementos incompatibles. La serie de reacciones de Bowen es importante para comprender la secuencia idealizada de cristalización fraccionada de un magma. [ 89 ]

La composición del magma puede determinarse mediante procesos distintos a la fusión parcial y la cristalización fraccionada. Por ejemplo, los magmas suelen interactuar con las rocas que atraviesan, tanto fundiéndolas como reaccionando con ellas. La asimilación cerca del techo de una cámara magmática y la cristalización fraccionada cerca de su base pueden incluso ocurrir simultáneamente. Los magmas de diferentes composiciones pueden mezclarse entre sí. En raras ocasiones, los fundidos pueden separarse en dos fundidos inmiscibles de composiciones contrastantes. [ 95 ]

magmas primarios

Cuando la roca se funde, el líquido es un magma primario . Los magmas primarios no han sufrido ninguna diferenciación y representan la composición inicial de un magma. [ 96 ] En la práctica, es difícil identificar inequívocamente los magmas primarios, [ 97 ] aunque se ha sugerido que la boninita es una variedad de andesita cristalizada a partir de un magma primario. [ 98 ] El Gran Dique de Zimbabue también se ha interpretado como roca cristalizada a partir de un magma primario. [ 99 ] La interpretación de los leucosomas de las migmatitas como magmas primarios se contradice con los datos del circón, que sugieren que los leucosomas son un residuo (una roca acumulada ) que queda tras la extracción de un magma primario. [ 100 ]

magma parental

Cuando es imposible encontrar la composición del magma primitivo o primario, a menudo resulta útil intentar identificar un magma parental. [ 97 ] Un magma parental es una composición de magma a partir de la cual se ha derivado el rango observado de composiciones químicas del magma mediante los procesos de diferenciación ígnea . No tiene por qué ser una fusión primitiva. [ 101 ]

Por ejemplo, se supone que una serie de flujos de basalto están relacionados entre sí. Una composición a partir de la cual podrían producirse razonablemente por cristalización fraccionada se denomina magma parental . Se elaborarían modelos de cristalización fraccionada para comprobar la hipótesis de que comparten un magma parental común. [ 102 ]

Migración y solidificación

El magma se desarrolla dentro del manto o la corteza donde las condiciones de temperatura y presión favorecen el estado fundido. Después de su formación, el magma asciende por flotabilidad hacia la superficie terrestre, debido a su menor densidad que la roca fuente. [ 103 ] A medida que migra a través de la corteza, el magma puede acumularse y residir en cámaras magmáticas (aunque trabajos recientes sugieren que el magma puede almacenarse en zonas de pasta ricas en cristales transcrustales en lugar de cámaras magmáticas predominantemente líquidas [ 7 ] ). El magma puede permanecer en una cámara hasta que se enfría y cristaliza para formar roca intrusiva , entra en erupción como un volcán o se mueve a otra cámara magmática.

Plutonismo

Cuando el magma se enfría, comienza a formar fases minerales sólidas. Algunas de estas se depositan en el fondo de la cámara magmática, formando acumulaciones que pueden constituir intrusiones máficas estratificadas . El magma que se enfría lentamente dentro de una cámara magmática suele formar cuerpos de rocas plutónicas como gabro , diorita y granito , según su composición. Por otro lado, si el magma entra en erupción, forma rocas volcánicas como basalto , andesita y riolita (los equivalentes extrusivos del gabro, la diorita y el granito, respectivamente).

Vulcanismo

El magma que emerge a la superficie durante una erupción volcánica se denomina lava . La lava se enfría y solidifica con relativa rapidez en comparación con los cuerpos de magma subterráneos. Este enfriamiento rápido impide que los cristales crezcan considerablemente, y una parte del magma fundido no cristaliza en absoluto, convirtiéndose en vidrio. Entre las rocas compuestas principalmente de vidrio volcánico se encuentran la obsidiana , la escoria y la piedra pómez .

Antes y durante las erupciones volcánicas, los volátiles como el CO₂ y el H₂O abandonan parcialmente el magma fundido mediante un proceso conocido como exsolución . El magma con bajo contenido de agua se vuelve cada vez más viscoso . Si se produce una exsolución masiva cuando el magma asciende durante una erupción volcánica, la erupción resultante suele ser explosiva. [ 104 ]

Uso en la producción de energía

El Proyecto de Perforación Profunda de Islandia , mientras perforaba varios  pozos de 5000 m en un intento por aprovechar el calor del lecho rocoso volcánico bajo la superficie de Islandia, encontró una bolsa de magma a 2100  m en 2009. Dado que esta era solo la tercera vez en la historia registrada que se alcanzaba el magma, el IDDP decidió invertir en el pozo, al que denominó IDDP-1. [ 105 ]

Se construyó una carcasa de acero cementado en el pozo con una perforación en el fondo, cerca del magma. Las altas temperaturas y la presión del vapor de magma se utilizaron para generar 36  MW de energía, lo que convirtió a IDDP-1 en el primer sistema geotérmico mejorado con magma del mundo. [ 105 ]

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