Magma (del griego antiguo μάγμα ( mágma ) ' ungüento espeso ') [1] es el material natural fundido o semifundido a partir del cual se forman todas las rocas ígneas . [2] Magma (a veces denominado coloquial pero incorrectamente lava por los profanos) se encuentra debajo de la superficie de la Tierra , y también se ha descubierto evidencia 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 el derretimiento del manto o de 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 derretimientos del manto y la corteza migran hacia arriba a través de la corteza, donde se cree que se almacenan en cámaras de magma [6] o zonas transcortales ricas en cristales . [7] Durante el almacenamiento del magma en la corteza, su composición puede modificarse mediante cristalización fraccionada , contaminación con fundidos de la corteza, mezcla de magma y desgasificación. Después de 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 alféizar , 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 (ver Uso en la producción de energía) y una vez en Hawaii. [10] [11] [12] [13]
El magma está formado por roca líquida que suele contener cristales sólidos en suspensión. [14] A medida que el magma se acerca a la superficie y la presión de sobrecarga cae, los gases disueltos salen burbujeantes del líquido, de modo que el magma cerca de la superficie se compone de materiales en fases sólida, líquida y gaseosa . [15]
La mayor parte del magma es rico en sílice . [8] El magma raro sin silicato se puede formar mediante la fusión local de depósitos minerales sin silicato [16] o mediante la separación de un magma en fases separadas de silicato inmiscible y líquido sin silicato. [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 expresan habitualmente la composición de un magma de silicato en términos de peso o fracción de masa molar 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 de silicato se dividen en cuatro tipos químicos según el contenido de sílice: félsico, intermedio, máfico y ultramáfico. [20]
Los magmas félsicos o silícicos tienen un contenido de sílice superior al 63%. Incluyen magmas de riolita y dacita . Con un contenido de sílice tan alto, estos magmas son extremadamente viscosos, variando desde 10 8 cP (10 5 Pa⋅s) para magma de riolita caliente a 1200 °C (2190 °F) hasta 10 11 cP (10 8 Pa⋅s) para magma de riolita fría a 800 °C (1470 °F). [21] A modo de comparación, el agua tiene una viscosidad de aproximadamente 1 cP (0,001 Pa⋅s). Debido a esta viscosidad tan alta, las lavas félsicas suelen hacer erupción explosiva para producir depósitos piroclásticos (fragmentarios). Sin embargo, las lavas de riolita ocasionalmente hacen erupción efusiva para formar espinas de lava , domos de lava o "coulees" (que son flujos de lava cortos y espesos). [22] Las lavas generalmente se fragmentan a medida que se extruyen, produciendo flujos de lava en bloque . Estos suelen contener obsidiana . [23]
Las lavas félsicas pueden hacer erupción a temperaturas tan bajas como 800 °C (1470 °F). [24] Sin embargo, las lavas de riolita 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 los Estados Unidos. [25]
Los magmas intermedios o andesíticos contienen entre un 52% y un 63% de sílice, 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 bloque, y pueden ocurrir en volcanes compuestos escarpados , 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 × 10 6 cP (3500 Pa⋅s) a 1200 °C (2190 °F). Esto es ligeramente mayor que la viscosidad de la mantequilla de maní suave . [27] Los magmas intermedios muestran una mayor tendencia a formar fenocristales , [28] Los magmas con mayor contenido de hierro y magnesio tienden a manifestarse como una masa fundamental más oscura , incluidos los fenocristales de anfíboles o piroxeno. [29]
Los magmas máficos o basálticos tienen un contenido de sílice del 52% al 45%. Se caracterizan por su alto contenido de ferromagnesiano y generalmente hacen erupción a temperaturas de 1100 a 1200 °C (2010 a 2190 °F). Las viscosidades pueden ser relativamente bajas, alrededor de 10 4 a 10 5 cP (10 a 100 Pa⋅s), aunque todavía son muchos órdenes de magnitud más altas que las del agua. Esta viscosidad es similar a la del ketchup . [30] Las lavas de basalto tienden a producir volcanes en escudo de bajo perfil o basaltos de inundación , porque la lava fluida fluye a largas distancias desde el respiradero. 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 cualquier momento dado, porque las lavas basálticas pueden "inflarse" mediante 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 bloque. Bajo el agua, pueden formar lavas tipo almohada , que son bastante similares a las lavas pahoehoe de tipo entraña en tierra. [32]
Los magmas ultramáficos , como el basalto picrítico , la komatiita y los magmas altamente magnesianos 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 entraron en erupción a temperaturas de 1.600 °C (2.910 °F). A esta temperatura prácticamente no se produce polimerización de los compuestos minerales, lo que crea un líquido muy 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 columna de manto caliente . No se conocen lavas de komatiita modernas, ya que el manto terrestre se ha enfriado demasiado para producir magmas altamente magnesianos. [34]
Algunos magmas silícicos tienen un contenido elevado de óxidos de metales alcalinos (sodio y potasio), particularmente en regiones de rifting continental , áreas que recubren 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 de olivino son ultramáficos y altamente alcalinos, y se cree que provienen de zonas mucho más profundas del manto de la Tierra que otros magmas. [37]
Algunas lavas de composición inusual han hecho erupción sobre la superficie de la Tierra. Éstas incluyen:
Las concentraciones de diferentes 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 magma depende de la presión, la composición del magma y la temperatura. El magma que se extruye en forma de lava es extremadamente seco, pero el magma en 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 1.100 °C y 0,5 GPa , un magma basáltico puede disolver un 8% de H2O mientras que un magma de pegmatita de granito 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 cristales formados en magmas a gran profundidad. [46]
La viscosidad es una propiedad clave de la masa fundida para comprender el comportamiento de los magmas. Mientras que las temperaturas en las lavas de silicato comunes oscilan entre aproximadamente 800 °C (1470 °F) para las lavas félsicas y 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 lava máfica a 10 11 cP (10 8 Pa⋅s) para 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 está muy cargado, por lo que tiene una fuerte tendencia a coordinarse con cuatro iones de oxígeno, que forman una disposición tetraédrica alrededor del ion silicio, mucho más pequeño. Esto se llama tetraedro de sílice . En un magma con bajo contenido de silicio, estos tetraedros de sílice están aislados, pero a medida que aumenta el contenido de silicio, los tetraedros de sílice comienzan a polimerizarse parcialmente, formando cadenas, láminas y grupos de tetraedros de sílice unidos mediante puentes de iones de oxígeno. Estos aumentan enormemente la viscosidad del magma. [47]
La tendencia a la polimerización se expresa como NBO/T, donde NBO es el número de iones de oxígeno que no forman puentes y T es el número de iones que forman redes. El silicio es el principal ion formador de redes, pero en magmas con alto contenido de sodio, el aluminio también actúa como formador de redes, y el hierro férrico puede actuar como formador de redes cuando faltan otros formadores de redes. La mayoría de los demás iones metálicos reducen la tendencia a polimerizar y se describen como modificadores de red. En un magma hipotético formado enteramente a partir de sílice derretida, NBO/T sería 0, mientras que en un magma hipotético con un contenido tan bajo en formadores de redes que no se produce polimerización, NBO/T sería 4. Ninguno de los extremos es común en la naturaleza, pero los magmas basálticos típicamente tienen 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 la red y el agua disuelta reduce drásticamente la viscosidad del fundido. El dióxido de carbono neutraliza los modificadores de la 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 redes. [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 de cristales de la mayoría de los magmas les confiere propiedades tixotrópicas y adelgazantes . [48] En otras palabras, la mayoría de los magmas no se comportan como fluidos newtonianos, en los que la velocidad del flujo es proporcional al esfuerzo cortante . En cambio, un magma típico es un fluido de Bingham , que muestra una resistencia considerable al flujo hasta que se cruza un umbral de tensión, llamado límite elástico. [49] Esto da como resultado un flujo tipo pistón de magma parcialmente cristalino. Un ejemplo familiar de flujo tipo tapón es el de la pasta de dientes exprimida de un tubo de pasta de dientes. La pasta de dientes sale como un tapón semisólido, porque el cizallamiento se concentra en una fina capa en la pasta de dientes al lado del tubo, y sólo aquí la pasta de dientes se comporta como un fluido. El comportamiento tixotrópico también impide que los cristales se depositen en el 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 derretida a veces se describe como papilla de cristales . [51]
El magma también suele ser viscoelástico , lo que significa que fluye como un líquido bajo tensiones bajas, pero una vez que la tensión aplicada excede un valor crítico, la masa fundida no puede disipar la tensión lo suficientemente rápido solo mediante la relajación, lo que resulta en una propagación transitoria de la fractura. Una vez que las tensiones se reducen por debajo del umbral crítico, la masa fundida se relaja viscosamente una vez más y cura la fractura. [52]
Las temperaturas de la lava fundida, que es magma extruido a la superficie, están casi todas en el rango de 700 a 1400 °C (1300 a 2600 °F), pero muy raros magmas de carbonatita pueden ser tan fríos como 490 °C (910 °F) , [53] y los magmas de komatiita pueden haber alcanzado temperaturas de hasta 1.600 °C (2.900 °F). [54] Ocasionalmente se ha encontrado magma durante la perforación en campos geotérmicos, incluida la perforación en Hawaii que penetró un cuerpo de magma dacítico a una profundidad de 2.488 m (8.163 pies). La temperatura de este magma se estimó en 1.050 °C (1.920 °F). Las temperaturas de los magmas más profundos deben inferirse a partir de cálculos teóricos y del 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 la solidus , que se define como la temperatura a la que el magma se solidifica completamente, y la liquidus , definida como la temperatura a la que el magma es completamente líquido. [14] Los cálculos de las temperaturas del solidus a profundidades probables sugieren que el magma generado debajo de las áreas de rifting comienza a una temperatura de aproximadamente 1300 a 1500 °C (2400 a 2700 °F). El magma generado a partir de columnas del manto puede alcanzar temperaturas de hasta 1.600 °C (2.900 °F). La temperatura del magma generado en las zonas de subducción, donde el vapor de agua reduce la temperatura de fusión, puede ser tan baja como 1.060 °C (1.940 °F). [55]
Las densidades del magma dependen principalmente de la composición, siendo el contenido de hierro el parámetro más importante. [56]
El magma se expande ligeramente a menor presión o mayor temperatura. [56] Cuando el magma se acerca a la superficie, sus gases disueltos comienzan a salir del líquido. Estas burbujas habían reducido significativamente la densidad del magma en profundidad y ayudaron a impulsarlo hacia la superficie en primer lugar. [57]
La temperatura en el interior de la Tierra se describe mediante el gradiente geotérmico , que es la tasa de cambio de temperatura con la profundidad. El gradiente geotérmico se establece por el equilibrio entre el calentamiento por desintegración radiactiva en el interior de la Tierra y la pérdida de calor desde la superficie terrestre. El gradiente geotérmico tiene un promedio de aproximadamente 25 °C/km en la corteza superior de la Tierra, pero esto varía ampliamente según la región, desde un mínimo de 5 a 10 °C/km dentro de las fosas oceánicas y zonas de subducción hasta 30 a 80 °C/km a lo largo de la mitad. -cordilleras oceánicas o cerca de penachos del manto . [58] El gradiente se vuelve menos pronunciado con la profundidad, cayendo a sólo 0,25 a 0,3 °C/km en el manto, donde la convección lenta transporta calor de manera eficiente. El gradiente geotérmico promedio normalmente no es lo suficientemente pronunciado como para llevar las rocas a su punto de fusión en cualquier parte de la corteza o el manto superior, por lo que el magma se produce sólo donde el gradiente geotérmico es inusualmente pronunciado o el punto de fusión de la roca es inusualmente bajo. Sin embargo, el ascenso del magma hacia la superficie en tales entornos es el proceso más importante para transportar calor a través de la corteza terrestre. [59]
Las rocas pueden derretirse en respuesta a una disminución de la presión, [60] a un cambio en la composición (como la adición de agua), [61] a un aumento de la temperatura, [62] o a una combinación de estos procesos. [63] Otros mecanismos, como el derretimiento por el impacto de un meteorito , son menos importantes hoy en día, pero los impactos durante la acreción de la Tierra provocaron un derretimiento extenso, y los varios cientos de kilómetros exteriores de la Tierra primitiva eran probablemente un océano de magma . [64] Los impactos de grandes meteoritos en los últimos cientos de millones de años se han propuesto como un mecanismo responsable del extenso magmatismo basáltico de varias grandes provincias ígneas. [sesenta y cinco]
La fusión por descompresión se produce debido a una disminución de la presión. [66] Es el mecanismo más importante para producir magma del manto superior. [67]
Las temperaturas sólidas de la mayoría de las rocas (las temperaturas por debajo de las cuales son completamente sólidas) aumentan al aumentar la presión en ausencia de agua. La peridotita en las profundidades del manto de la Tierra puede estar más caliente que su temperatura sólida en algún nivel menos profundo. Si dicha roca se eleva durante la convección del manto sólido, se enfriará ligeramente a medida que se expande en un proceso adiabático , pero el enfriamiento es sólo de aproximadamente 0,3 °C por kilómetro. Estudios experimentales de muestras de peridotita apropiadas documentan que las temperaturas del sólido aumentan de 3 °C a 4 °C por kilómetro. Si la roca se eleva lo suficiente, comenzará a derretirse. Las gotas fundidas pueden fusionarse en volúmenes más grandes e invadir hacia arriba. Este proceso de derretimiento por el movimiento ascendente del manto sólido es crítico en la evolución de la Tierra. [63]
El derretimiento por descompresión crea la corteza oceánica en las dorsales oceánicas , lo que la convierte, con diferencia, en la fuente de magma más importante de la Tierra. [67] También causa vulcanismo en regiones intraplaca, como Europa, África y el fondo del mar del Pacífico. El vulcanismo intraplaca se atribuye al ascenso de plumas del manto o a la extensión intraplaca, siendo la importancia de cada mecanismo un tema de investigación continua. [68]
El cambio de composición de la roca más responsable de la creación de magma es la adición de agua. El agua reduce la temperatura sólida de las rocas a una presión determinada. Por ejemplo, a una profundidad de unos 100 kilómetros, la peridotita comienza a derretirse cerca de los 800 °C en presencia de exceso de agua, pero cerca de los 1.500 °C en ausencia de agua. [69] El agua es expulsada de la litosfera oceánica en las zonas de subducción y provoca el derretimiento del 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. Estos magmas, y los que se derivan de ellos, forman arcos de islas como los del Anillo de Fuego del Pacífico . [70] Estos magmas forman rocas de la serie calco-alcalina , una parte importante de la corteza continental . [71] Con baja densidad y viscosidad, los magmas hidratados son muy flotantes y se moverán hacia arriba en el manto de la Tierra. [72]
La adición de dióxido de carbono es una causa relativamente mucho menos importante de formación de magma que la adición de agua, pero la génesis de algunos magmas subsaturados de sílice se ha atribuido al dominio del dióxido de carbono sobre el agua en las regiones de origen del manto. En presencia de dióxido de carbono, los experimentos documentan que la temperatura de la peridotita solidus disminuye aproximadamente 200 °C en un estrecho intervalo de presión a presiones correspondientes a una profundidad de aproximadamente 70 km. A mayores profundidades, el dióxido de carbono puede tener más efecto: a profundidades de hasta unos 200 km, se determinó que las temperaturas de fusión inicial de una composición de peridotita carbonatada eran entre 450 °C y 600 °C más bajas que para la misma composición sin dióxido de carbono. [73] Los magmas de tipos de rocas como nefelinita , carbonatita y kimberlita se encuentran entre los que pueden generarse tras una entrada de dióxido de carbono en el manto a profundidades superiores a unos 70 km. [74] [75]
El aumento de temperatura es el mecanismo más típico de formación de magma dentro de la corteza continental. Estos aumentos de temperatura pueden ocurrir debido a la intrusión ascendente de magma desde el manto. Las temperaturas también pueden exceder el solidus de una roca cortical en la corteza continental engrosada por compresión en el límite de una placa . [76] El límite de placa entre las masas continentales india y asiática 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. Los estudios de resistividad eléctrica deducidos de datos magnetotelúricos han detectado una capa que parece contener silicato fundido y que se extiende por al menos 1.000 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 rocas ígneas comúnmente interpretadas como productos del derretimiento de la corteza continental debido al aumento de temperatura. Los aumentos de temperatura también pueden contribuir al derretimiento de la litosfera arrastrada hacia una zona de subducción. [ cita necesaria ]
Cuando las rocas se derriten, lo hacen en un rango de temperaturas, porque la mayoría de las rocas están formadas por varios minerales , todos los cuales tienen diferentes puntos de fusión. La temperatura a la que aparece la primera masa fundida (el solidus) es inferior a la temperatura de fusión de cualquiera de los minerales puros. Esto es similar a la disminución del punto de fusión del hielo cuando se mezcla con sal. La primera masa fundida se llama eutéctica y tiene una composición que depende de la combinación de minerales presentes. [78]
Por ejemplo, una mezcla de anortita y diópsido , que son dos de los minerales predominantes en el basalto , comienza a fundirse a unos 1274 °C. Esto está muy por debajo de las temperaturas de fusión de 1392 °C para el diópsido puro y 1553 °C para la anortita pura. La masa fundida resultante está compuesta de aproximadamente un 43% en peso de anortita. [79] A medida que se agrega calor adicional a la roca, la temperatura permanece en 1274 °C hasta que la anortita o el diópsido se derriten por completo. Luego, la temperatura aumenta a medida que el mineral restante continúa derritiéndose, lo que aleja la composición fundida del eutéctico. Por ejemplo, si el contenido de anortita es superior al 43%, todo el suministro de diópsido se fundirá a 1274 °C, junto con una cantidad suficiente de anortita para mantener la masa fundida en la composición eutéctica. Un calentamiento adicional hace que la temperatura aumente lentamente a medida que la anortita restante se derrite gradualmente y la masa fundida se vuelve cada vez más rica en líquido de anortita. Si la mezcla tiene sólo un ligero exceso de anortita, ésta se derretirá 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 se derrita toda la anortita. Si el contenido de anortita de la mezcla es inferior al 43%, entonces toda la anortita se fundirá a la temperatura eutéctica, junto con parte del diópsido, y el diópsido restante se fundirá gradualmente a medida que la temperatura siga aumentando. [78]
Debido a la fusión eutéctica, la composición de la masa fundida puede ser bastante diferente a la de la roca madre. Por ejemplo, una mezcla de 10% de anortita con diópsido podría experimentar aproximadamente un 23% de fusión parcial antes de que la masa fundida se desviara del eutéctico, que tiene una composición de aproximadamente un 43% de anortita. Este efecto de fusión parcial se refleja en las composiciones de los 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 del derretimiento parcial del 3% al 15% de la roca madre. [81] Algunos granitoides calco-alcalinos pueden producirse mediante un alto grado de fusión parcial, hasta del 15% al 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, llamados elementos incompatibles , tienen una combinación de radio iónico y carga iónica diferente a la de los elementos más abundantes en la roca madre. Los iones de estos elementos encajan bastante mal en la estructura de los minerales que componen la roca madre, y fácilmente dejan que los minerales sólidos se concentren altamente en masas fundidas producidas por un bajo grado de fusión parcial. Los elementos incompatibles comúnmente incluyen potasio , bario , cesio y rubidio , que son grandes y débilmente cargados (los elementos litófilos de iones grandes, o LILE), así como elementos cuyos iones llevan una carga alta (los elementos de alta intensidad de campo, o HSFE), que incluyen elementos como circonio , niobio , hafnio , tantalio , elementos de tierras raras y actínidos . El potasio puede enriquecerse tanto en la masa fundida producida por un grado muy bajo de fusión parcial que, cuando el magma posteriormente se enfría y solidifica, forma rocas potásicas inusuales como lamprofiro , lamproita o kimberlita . [84]
Cuando se funde suficiente roca, los pequeños glóbulos de fusión (que generalmente se encuentran entre los granos minerales) se unen y ablandan la roca. Bajo presión dentro de la tierra, tan solo una fracción de un porcentaje del derretimiento parcial puede ser suficiente para hacer que el derretimiento sea expulsado de su fuente. [85] El material fundido se separa rápidamente de su roca madre una vez que el grado de fusión parcial supera el 30%. Sin embargo, normalmente mucho menos del 30% de una roca generadora de magma se funde 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 cotéticos) y pueden producirse por grados bajos a altos de fusión parcial de la corteza, así como por cristalización fraccionada . [88]
La mayoría de los magmas se derriten por completo sólo durante pequeñas partes de su historia. Lo más habitual es que se trate de mezclas de masa fundida y cristales y, a veces, también de burbujas de gas. [15] La masa fundida, los cristales y las burbujas suelen tener diferentes densidades, por lo que pueden separarse a medida que evolucionan los magmas. [89]
A medida que el magma se enfría, los minerales normalmente cristalizan a partir del fundido a diferentes temperaturas. Esto se parece al proceso de fusión original a la inversa. Sin embargo, debido a que el fundido generalmente se ha separado de su roca fuente original y se ha movido a una profundidad menor, el proceso inverso de cristalización no es exactamente idéntico. Por ejemplo, si una masa fundida tuviera un 50% de diópsido y anortita, entonces la anortita comenzaría a cristalizar en la masa fundida a una temperatura algo superior a la temperatura eutéctica de 1274 °C. Esto desplaza la masa fundida restante hacia su composición eutéctica de 43% de diópsido. El eutéctico se alcanza a 1274 °C, temperatura a la que el diópsido y la anortita comienzan a cristalizar juntos. Si la masa fundida tuviera 90% de diópsido, el diópsido comenzaría a cristalizar primero hasta alcanzar el eutéctico. [90]
Si los cristales permanecieran suspendidos en la masa fundida, el proceso de cristalización no cambiaría la composición general de la masa fundida 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 cristalizaron a partir de una fusión enfriada de forsterita , diópsido y sílice se hundirían. a través del derretimiento en escalas de tiempo geológicamente relevantes. Posteriormente, los geólogos encontraron considerable evidencia de campo de tal cristalización fraccionada . [89]
Cuando los cristales se separan de un magma, el magma residual diferirá en composición del magma original. Por ejemplo, un magma de composición gabroica puede producir una masa fundida residual de composición granítica si los cristales formados tempranamente se separan del magma. [92] El gabro puede tener una temperatura de liquidus cercana a los 1200 °C, [93] y la masa fundida de composición de granito derivada puede tener una temperatura de liquidus tan baja como aproximadamente 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 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 de la fusión parcial y la cristalización fraccionada. Por ejemplo, los magmas comúnmente interactúan con las rocas que intruyen, tanto derritiéndolas como reaccionando con ellas. La asimilación cerca del techo de una cámara de magma y la cristalización fraccionada cerca de su base pueden incluso tener lugar simultáneamente. Los magmas de diferentes composiciones pueden mezclarse entre sí. En casos raros, las masas fundidas pueden separarse en dos masas fundidas inmiscibles de composiciones contrastantes. [95]
Cuando la roca se funde, el líquido es 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 sin ambigüedades 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 Zimbabwe también se ha interpretado como una roca cristalizada a partir de un magma primario. [99] La interpretación de los leucosomas de migmatitas como magmas primarios se contradice con los datos del circón, que sugieren que los leucosomas son un residuo (una roca acumulada ) que queda de la extracción de un magma primario. [100]
Cuando es imposible encontrar la composición del magma primitivo o primario, suele ser 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 químicas del magma mediante 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 mediante cristalización fraccionada se denomina magma parental . Se producirían modelos de cristalización fraccionada para probar la hipótesis de que comparten un magma parental común. [102]
El magma se desarrolla dentro del manto o corteza donde las condiciones de temperatura y presión favorecen el estado fundido. Después de su formación, el magma asciende con fuerza hacia la superficie de la Tierra, debido a su menor densidad que la roca madre. [103] A medida que migra a través de la corteza, el magma puede acumularse y residir en cámaras de magma (aunque trabajos recientes sugieren que el magma puede almacenarse en zonas transcortales ricas en cristales en lugar de cámaras de magma predominantemente líquidas [7] ). El magma puede permanecer en una cámara hasta que se enfríe y cristalice para formar roca intrusiva , entre en erupción como un volcán o se mueva a otra cámara de magma. [ cita necesaria ]
Cuando el magma se enfría comienza a formar fases minerales sólidas. Algunos de estos se depositan en el fondo de la cámara de magma formando acumulaciones que podrían formar intrusiones en capas máficas . El magma que se enfría lentamente dentro de una cámara magmática suele acabar formando cuerpos de rocas plutónicas como gabro , diorita y granito , dependiendo de la composición del magma. Alternativamente, 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). [ cita necesaria ]
El magma que sale a la superficie durante una erupción volcánica se llama lava . La lava se enfría y solidifica relativamente rápido en comparación con los cuerpos subterráneos de magma. Este enfriamiento rápido no permite que los cristales crezcan grandes y una parte de la masa fundida no cristaliza en absoluto, convirtiéndose en vidrio. Las rocas compuestas principalmente de vidrio volcánico incluyen obsidiana , escoria y piedra pómez .
Antes y durante las erupciones volcánicas, los volátiles como el CO 2 y el H 2 O abandonan parcialmente la masa fundida 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]
El Proyecto de Perforación Profunda de Islandia , mientras perforaba varios pozos de 5.000 m en un intento de aprovechar el calor del lecho de roca volcánica debajo de la superficie de Islandia, encontró una bolsa de magma a 2.100 m en 2009. Porque esta fue sólo la tercera vez en la historia registrada. Cuando se había llegado al magma, IDDP decidió invertir en el agujero, llamándolo IDDP-1. [105]
En el agujero se construyó una caja de acero cementada con una perforación en el fondo cerca del magma. Las altas temperaturas y presión del vapor de magma se utilizaron para generar 36 MW de energía, lo que convirtió al IDDP-1 en el primer sistema geotérmico mejorado con magma del mundo. [105]