Magma
Encuentran material semifluido caliente debajo de la superficie de la Tierra

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

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 pero incorrectamente como lava ) 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 la 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 varios 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 de papilla transcorticales ricas en cristales. [7] Durante el almacenamiento del magma en la corteza, su composición puede modificarse por cristalización fraccionada , contaminación con derretimientos de la corteza, mezcla de magma y desgasificación. Después de su ascenso a través de la corteza, el magma puede alimentar un volcán y extruirse como lava, o puede solidificarse bajo tierra para formar una intrusión , [8] como un dique , un umbral , 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 Hawái. [10] [11] [12] [13]

Propiedades físicas y químicas

El magma está formado por roca líquida que normalmente contiene cristales sólidos suspendidos. [14] A medida que el magma se acerca a la superficie y la presión de sobrecarga disminuye, los gases disueltos salen burbujeando del líquido, de modo que el magma cerca de la superficie está formado por materiales en fase sólida, líquida y gaseosa . [15]

Composición

La mayor parte del magma es rico en sílice . [8] El magma no silicatado raro puede formarse por fusión local de depósitos minerales no silicatados [16] o por separación de un magma en fases líquidas separadas de silicato y no silicato 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 más pequeñas de aluminio , calcio , magnesio , hierro , sodio y potasio , y cantidades menores de muchos otros elementos. [18] Los petrólogos expresan rutinariamente 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]

Magmas félsicos

Los magmas félsicos o silícicos tienen un contenido de sílice superior al 63%. Entre ellos se encuentran los magmas de riolita y dacita . Con un contenido de sílice tan alto, estos magmas son extremadamente viscosos, desde 10 8 cP (10 5 Pa⋅s) para el magma de riolita caliente a 1200 °C (2190 °F) hasta 10 11 cP (10 8 Pa⋅s) para el magma de riolita frío 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 muy alta, las lavas félsicas suelen erupcionar de forma explosiva para producir depósitos piroclásticos (fragmentarios). Sin embargo, las lavas de riolita ocasionalmente erupcionan de forma efusiva para formar espinas de lava , domos de lava o "coulees" (que son flujos de lava cortos y espesos). [22] Las lavas suelen fragmentarse a medida que se extruyen, lo que produce flujos de lava en bloques , que 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 los 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 usualmente 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 empinados , como en los Andes . [26] También son comúnmente 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] Un mayor contenido de hierro y magnesio tiende a manifestarse como una masa fundamental más oscura , que incluye fenocristales de anfíbol o piroxeno. [29]

Magmas máficos

Los magmas máficos o basálticos tienen un contenido de sílice de 52% a 45%. Se caracterizan por su alto contenido de 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 10 4 a 10 5 cP (10 a 100 Pa⋅s), aunque esto sigue siendo muchos órdenes de magnitud más alto que el agua. Esta viscosidad es similar a la del kétchup . [30] Las lavas basálticas tienden a producir volcanes en escudo de perfil bajo o basaltos de inundación , porque la lava fluidal fluye a grandes 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 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 bloque. Bajo el agua, pueden formar lavas almohadilladas , que son bastante similares a las lavas pahoehoe de tipo entraña en la 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 entraron en erupción a temperaturas de 1600 °C (2910 °F). A esta temperatura prácticamente no hay 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 unos pocos 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 de la Tierra se ha enfriado demasiado para producir magmas altamente magnésicos. [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 superpuestas a placas profundamente subducidas o en puntos calientes intraplaca . [35] Su contenido de sílice puede variar de ultramáfico ( nefelinitas , basanitas y tefritas ) a félsico ( traquitas ). Es más probable que se generen a mayores profundidades en el manto que los magmas subalcalinos. [36] Los magmas de nefelinita olivina son a la vez ultramáficos y altamente alcalinos, y se cree que provienen de mucho más profundo en el manto de la Tierra que otros magmas. [37]

Ejemplos de composiciones de magma (% en peso) [38]
ComponenteNefelinitaPicrita toleíticaBasalto toleíticoAndesitaRiolita
SiO2​39.746.453.860.073.2
TiO2​2.82.02.01.00,2
Al2O3​​​11.48.513.916.014.0
Fe2O3​​​5.32.52.61.90.6
FeO8.29.89.36.21.7
MnO0,20,20,20,20.0
MgO12.120.84.13.90,4
CaO12.87.47.95.91.3
Na2O​​3.81.63.03.93.9
K2O​​1.20.31.50.94.1
P2O5​​​0.90,20,40,20.0

Magma basáltico toleítico

  SiO2 ( 53,8 %)
  Al2O3 ( 13,9 % )
  Fe2O3 (9,3%)
  CaO (7,9%)
  MgO (4,1%)
  Na2O ( 3,0%)
  Fe2O3 ( 2,6 % )
  TiO2 ( 2,0 %)
  K2O (1,5% )
  P2O5 ( 0,4 % )
  MnO (0,2%)

Magma de riolita

  SiO2 ( 73,2 %)
  Al2O3 ( 14 % )
  Fe2O3 (1,7%)
  CaO (1,3%)
  MgO (0,4%)
  Na2O ( 3,9%)
  Fe2O3 ( 0,6 % )
  TiO2 ( 0,2 %)
  K2O (4,1% )
  P2O5 ( 0 , % )
  MnO (0,%)

Magmas no silicatados

Han aparecido en la superficie de la Tierra algunas lavas de composición inusual, entre ellas:

  • Se conocen lavas de carbonatita y natrocarbonatita en el 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 puede haber incluido carbonato de sodio que posteriormente se eliminó por la actividad hidrotermal, aunque los 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 la otra mitad de carbonato de potasio, y cantidades menores de haluros, fluoruros y sulfatos. Las lavas son extremadamente fluidas, con viscosidades apenas superiores a las del agua, y son muy frías, con temperaturas medidas de 491 a 544 °C (916 a 1.011 °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 del Plioceno se encuentran en el complejo volcánico El Laco en la frontera entre Chile y Argentina. [16] Se cree que las lavas de óxido de hierro son el resultado de la separación inmiscible del 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 , en Chile, se producen coladas de lava de azufre de hasta 250 metros de largo y 10 metros de ancho . 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 es típicamente el gas magmático más abundante, seguido del dióxido de carbono [43] y el dióxido de azufre . Otros gases magmáticos importantes son 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 H 2 O mientras que un magma de pegmatita de granito puede disolver un 11% de H 2 O. [45] Sin embargo, los magmas no están necesariamente saturados en condiciones típicas.

Concentraciones de agua en magmas (wt%) [46]
Composición del magmaConcentración de H2O %
peso
MORB ( tholeiitas )0,1 – 0,2
Tholiita de la isla0,3 – 0,6
Basaltos alcalinos0,8 – 1,5
Basaltos de arco volcánico2–4
Basanitas y nefelinitas1,5–2
Arcos insulares de andesitas y dacitas1–3
Andesitas y dacitas del margen continental2–5
Riolitashasta 7

El dióxido de carbono es mucho menos soluble en 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]

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 masa fundida para comprender el comportamiento de los magmas. Mientras que las temperaturas en las lavas de silicato comunes varían de aproximadamente 800 °C (1470 °F) para las lavas félsicas a 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 a 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 está altamente 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 grumos de tetraedros de sílice unidos por iones de oxígeno que forman puentes. Estos aumentan en gran medida la viscosidad del magma. [47]

  • Un solo tetraedro de sílice
    Un solo tetraedro de sílice
  • Dos tetraedros de sílice unidos por un ion de oxígeno puente (teñidos de rosa)
    Dos tetraedros de sílice unidos por un ion de oxígeno puente (teñidos de rosa)

La tendencia a la polimerización se expresa como NBO/T, donde NBO es el número de iones de oxígeno no puente 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 formador de red 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 tan bajo en formadores de red que no se produce polimerización, NBO/T sería 4. Ninguno de los 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 la red y el agua disuelta reduce drásticamente la viscosidad de la masa fundida. El dióxido de carbono neutraliza los modificadores de la red, por lo que el dióxido de carbono disuelto aumenta la viscosidad. Las masas fundidas a mayor temperatura son menos viscosas, ya que hay más energía térmica disponible para romper los enlaces entre el oxígeno y los formadores de la red. [15]

La mayoría de los magmas contienen cristales sólidos de varios 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 da 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 a la tensión de corte . 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 tensión de fluencia. [49] Esto da como resultado un flujo de tapón de magma parcialmente cristalino. Un ejemplo familiar de flujo de tapón es la pasta de dientes exprimida de un tubo de pasta de dientes. La pasta de dientes sale como un tapón semisólido, porque el esfuerzo cortante se concentra en una capa delgada en la pasta de dientes junto al tubo, y solo aquí 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 a veces se describe como papilla de cristales . [51]

El magma también es típicamente viscoelástico , lo que significa que fluye como un líquido bajo tensiones bajas, pero una vez que la tensión aplicada excede un valor crítico, el material fundido no puede disipar la tensión lo suficientemente rápido solo mediante la relajación, lo que da como resultado la propagación transitoria de la fractura. Una vez que las tensiones se reducen por debajo del umbral crítico, el material fundido se relaja viscosamente una vez más y cura la fractura. [52]

Temperatura

Las temperaturas de la lava fundida, que es magma extruido sobre la superficie, están casi todas en el rango de 700 a 1.400 °C (1.300 a 2.600 °F), pero magmas carbonatados muy raros pueden ser tan fríos como 490 °C (910 °F), [53] y magmas komatiíticos pueden haber sido tan calientes como 1.600 °C (2.900 °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 2.488 m (8.163 pies). La temperatura de este magma se estimó en 1.050 °C (1.920 °F). Las temperaturas de 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 es completamente líquido. [14] Los cálculos de las temperaturas del solidus a las profundidades probables sugieren que el magma generado debajo de las áreas de rifting comienza a una temperatura de aproximadamente 1.300 a 1.500 °C (2.400 a 2.700 °F). El magma generado a partir de las columnas del manto puede alcanzar una temperatura de 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]

Densidad

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

TipoDensidad (kg/ m3 )
Magma basáltico2650–2800
Magma andesítico2450–2500
Magma riolítico2180–2250

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 burbujear fuera del líquido. Estas burbujas habían reducido significativamente la densidad del magma en profundidad y ayudaron a impulsarlo hacia la superficie en primer lugar. [57]

Orígenes

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 a través de la desintegración radiactiva en el interior de la Tierra y la pérdida de calor de la superficie de la Tierra. El gradiente geotérmico promedia alrededor de 25 °C/km en la corteza superior de la Tierra, pero esto varía ampliamente según la región, desde un mínimo de 5-10 °C/km dentro de las fosas oceánicas y zonas de subducción hasta 30-80 °C/km a lo largo de las dorsales oceánicas o cerca de las columnas del manto . [58] El gradiente se vuelve menos pronunciado con la profundidad, cayendo a solo 0,25 a 0,3 °C/km en el manto, donde la convección lenta transporta eficientemente el calor. 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 solo 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 de la Tierra. [59]

Las rocas pueden derretirse en respuesta a una disminución de la presión, [60] a un cambio en la composición (como una adición de agua), [61] a un aumento de la temperatura, [62] o a una combinación de estos procesos. [63] Otros mecanismos, como la fusión por el impacto de un meteorito , son menos importantes hoy en día, pero los impactos durante la acreción de la Tierra llevaron a una fusión extensa, y los cientos de kilómetros exteriores de la Tierra primitiva probablemente fueron 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. [65]

Descompresión

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 de solidus de la mayoría de las rocas (las temperaturas por debajo de las cuales son completamente sólidas) aumentan con el aumento de la presión en ausencia de agua. La peridotita en las profundidades del manto de la Tierra puede ser más caliente que su temperatura de solidus en algún nivel más superficial. 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 de solo unos 0,3 °C por kilómetro. Los estudios experimentales de muestras apropiadas de peridotita documentan que las temperaturas de solidus aumentan de 3 °C a 4 °C por kilómetro. Si la roca se eleva lo suficiente, comenzará a fundirse. Las gotas de fusión pueden fusionarse en volúmenes más grandes y ser arrastradas hacia arriba. Este proceso de fusión a partir del movimiento ascendente del manto sólido es crítico en la evolución de la Tierra. [63]

La fusión por descompresión crea la corteza oceánica en las dorsales oceánicas , lo que la convierte en la fuente más importante de magma 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 surgimiento de penachos del manto o a la extensión intraplaca, y la importancia de cada mecanismo es un tema de investigación continua. [68]

Efectos del agua y el dióxido de carbono

El cambio de composición de la roca más responsable de 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 1.500 °C en ausencia de agua. [69] El agua es expulsada de la litosfera oceánica en las zonas de subducción y provoca la fusión del manto suprayacente. Los magmas hidratados con la 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 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 la formación de magma que la adición de agua, pero la génesis de algunos magmas subsaturados de sílice se ha atribuido al predominio del dióxido de carbono sobre el agua en sus regiones de origen del manto. En presencia de dióxido de carbono, los experimentos documentan que la temperatura del sólido de la peridotita disminuye 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 más efecto: a profundidades de 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 al manto a profundidades superiores a unos 70 km. [74] [75]

Aumento de temperatura

El aumento de temperatura es el mecanismo más típico de formación de magma en la corteza continental. Estos aumentos de temperatura pueden ocurrir debido a la intrusión ascendente de magma desde el manto. Las temperaturas también pueden superar el solidus de una roca de la corteza continental engrosada por compresión en un límite de placa . [76] El límite de placa entre las masas continentales indias y asiáticas 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 roca ígnea que comúnmente se interpretan como productos de la fusión de la corteza continental debido al aumento de temperatura. Los aumentos de temperatura también pueden contribuir a la fusión de la litosfera arrastrada hacia abajo en una zona de subducción. [ cita requerida ]

El proceso de fusión

Diagrama de fases del sistema diópsido-anortita

Cuando las rocas se derriten, lo hacen en un rango de temperaturas, porque la mayoría de las rocas están hechas de varios minerales , todos los cuales tienen diferentes puntos de fusión. La temperatura a la que aparece la primera fusión (el solidus) es más baja que 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 fusión 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 aproximadamente 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 a 1274 °C hasta que la anortita o el diópsido se funden completamente. Luego, la temperatura aumenta a medida que el mineral restante continúa fundiéndose, lo que aleja la composición de la masa fundida de la eutéctica. Por ejemplo, si el contenido de anortita es mayor al 43 %, todo el suministro de diópsido se fundirá a 1274 °C, junto con suficiente 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 funde gradualmente y la masa fundida se vuelve cada vez más rica en líquido de anortita. Si la mezcla tiene solo un ligero exceso de anortita, esta se fundirá antes de que la temperatura suba mucho por encima de 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 funda 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 continúa aumentando. [78]

Debido a la fusión eutéctica, la composición de la masa fundida 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 la masa fundida se desviara de la eutéctica, que tiene una composición de alrededor de 43% de anortita. Este efecto de 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 melilititas , mientras que un mayor grado de fusión parcial (8% a 11%) puede producir basalto olivino alcalino. [80] Los magmas oceánicos probablemente resulten de la fusión parcial de 3% a 15% de la roca fuente. [81] Algunos granitoides calcoalcalinos pueden producirse por un alto grado de fusión parcial, tanto como 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, llamados elementos incompatibles , tienen una combinación de radio iónico y carga iónica que es 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 abandonan fácilmente los minerales sólidos para concentrarse en masas fundidas producidas por un bajo grado de fusión parcial. Los elementos incompatibles incluyen comúnmente potasio , bario , cesio y rubidio , que son grandes y tienen una carga débil (los elementos litófilos de iones grandes o LILE), así como elementos cuyos iones tienen una carga alta (los elementos de alta intensidad de campo o HSFE), que incluyen elementos como circonio , niobio , hafnio , tantalio , los elementos de tierras raras y los 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 se solidifica, forma rocas potásicas inusuales como la lamprofira , la lamproíta o la kimberlita . [84]

Cuando se funde suficiente roca, los pequeños glóbulos de masa fundida (que generalmente se forman entre los granos minerales) se unen y ablandan la roca. Bajo presión dentro de la tierra, una fracción de un porcentaje de fusión parcial puede ser suficiente para hacer que la masa fundida se separe de su fuente. [85] La masa fundida se separa rápidamente de su roca de origen una vez que el grado de fusión parcial supera el 30%. Sin embargo, por lo general, mucho menos del 30% de una roca de origen de magma se funde antes de que se agote el suministro de calor. [86]

La pegmatita puede producirse por grados bajos 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 que sustentan la cristalización fraccionada en un magma. Mientras se enfría, el magma evoluciona en su composición debido a que diferentes minerales cristalizan a partir del material fundido. 1 : cristaliza el olivino ; 2 : cristalizan el olivino y el piroxeno ; 3 : cristalizan el piroxeno y la plagioclasa ; 4 : cristaliza la plagioclasa. En el fondo del depósito de magma se forma una roca acumulada .

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

A medida que el magma se enfría, los minerales suelen cristalizarse a partir del material fundido a diferentes temperaturas. Esto se asemeja al proceso de fusión original a la inversa. Sin embargo, debido a que el material fundido generalmente se ha separado de su roca madre original y se ha movido a una profundidad menor, el proceso inverso de cristalización no es exactamente idéntico. Por ejemplo, si un material fundido estaba compuesto por un 50 % de diópsido y un 50 % de anortita, la anortita comenzaría a cristalizar a partir del material fundido a una temperatura algo más alta que la temperatura eutéctica de 1274 °C. Esto desplaza el material fundido restante hacia su composición eutéctica de 43 % de diópsido. La eutéctica se alcanza a 1274 °C, la temperatura a la que el diópsido y la anortita comienzan a cristalizar juntos. Si el material fundido estaba compuesto por un 90 % de diópsido, el diópsido comenzaría a cristalizar primero hasta que se alcanzara la eutéctica. [90]

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

Cuando los cristales se separan de un magma, el magma residual tendrá una composición diferente 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 de composición granítica derivado puede tener una temperatura de liquidus tan baja como aproximadamente 700 °C. [94] Los elementos incompatibles se concentran en los últimos residuos de 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 a la fusión parcial y la cristalización fraccionada. Por ejemplo, los magmas suelen interactuar con las rocas que intruyen, tanto fundiéndolas 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, los fundidos pueden separarse en dos fundidos inmiscibles de composiciones contrastantes. [95]

Magmas primarios

Cuando la roca se derrite, 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 de forma inequívoca 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 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 por 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 químicas de magma mediante los procesos de diferenciación ígnea . No necesita ser un material fundido primitivo. [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]

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 se eleva de forma boyante hacia la superficie de la Tierra, debido a su menor densidad que la roca de origen. [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 de papilla transcorticales 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 una roca intrusiva , entre en erupción como un volcán o se desplace hacia otra cámara de magma. [ cita requerida ]

Plutonismo

Cuando el magma se enfría, comienza a formar fases minerales sólidas. Algunas de ellas se depositan en el fondo de la cámara magmática y forman acumulaciones que pueden formar intrusiones estratificadas máficas . El magma que se enfría lentamente dentro de una cámara magmática generalmente termina 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 de gabro, diorita y granito, respectivamente). [ cita requerida ]

Vulcanismo

El magma que se expulsa a la superficie durante una erupción volcánica se llama lava . La lava se enfría y se solidifica con relativa rapidez en comparación con los cuerpos subterráneos de magma. Este enfriamiento rápido no permite que los cristales crezcan grandes y una parte del material fundido no cristaliza en absoluto, convirtiéndose en vidrio. Las rocas compuestas en gran parte de vidrio volcánico incluyen 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 material fundido a través de 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 se dirige hacia arriba 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 de aprovechar el calor del lecho rocoso volcánico debajo de la superficie de Islandia, chocó con una bolsa de magma a 2100 m en 2009. Debido a que esta era solo la tercera vez en la historia registrada que se había alcanzado el magma, IDDP decidió invertir en el pozo y lo denominó IDDP-1. [105]

Se construyó una caja 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]

Referencias

  1. ^ "magma". Diccionario Merriam-Webster.com . Merriam-Webster . Consultado el 28 de octubre de 2018 .
  2. ^ Bowen, Norman L. (1947). "Magmas". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 58 (4): 263. doi :10.1130/0016-7606(1947)58[263:M]2.0.CO;2. ISSN  0016-7606.
  3. ^ Greeley, Ronald; Schneid, Byron D. (15 de noviembre de 1991). "Generación de magma en Marte: cantidades, tasas y comparaciones con la Tierra, la Luna y Venus". Science . 254 (5034): 996–98. Bibcode :1991Sci...254..996G. doi :10.1126/science.254.5034.996. ISSN  0036-8075. PMID  17731523. S2CID  206574665.
  4. ^ Spera, Frank J. (2000). "Propiedades físicas del magma". En Sigurdsson, Haraldur (ed.). Enciclopedia de volcanes . Academic Press . pp. 171–90. ISBN 978-0126431407.
  5. ^ Foulger, GR (2010). Placas versus columnas: una controversia geológica. Wiley-Blackwell . ISBN 978-1-4051-6148-0.
  6. ^ Detrick, RS; Buhl, P.; Vera, E.; Mutter, J.; Orcutt, J.; Madsen, J.; Brocher, T. (1987). "Imágenes sísmicas multicanal de una cámara de magma de la corteza a lo largo de la Dorsal del Pacífico Oriental". Nature . 326 (6108): 35–41. Bibcode :1987Natur.326...35D. doi :10.1038/326035a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4311642.
  7. ^ ab Sparks, R. Stephen J.; Cashman, Katharine V. (2017). "Sistemas dinámicos de magma: implicaciones para la predicción de la actividad volcánica". Elements . 13 (1): 35–40. Bibcode :2017Eleme..13...35S. doi :10.2113/gselements.13.1.35. ISSN  1811-5209.
  8. ^ ab MCBIRNEY, AR; NOYES, RM (1979-08-01). "Cristalización y estratificación de la intrusión de Skaergaard". Revista de Petrología . 20 (3): 487–554. Bibcode :1979JPet...20..487M. doi :10.1093/petrology/20.3.487. ISSN  0022-3530.
  9. ^ Marshak, Stephen (2016). Fundamentos de geología (5.ª ed.). WW Norton. pág. 115. ISBN 978-0-393-26339-8.
  10. ^ Un taladro científico alcanza magma: la tercera vez registrada, UC Davis News and Information, 26 de junio de 2009.
  11. ^ Magma descubierto in situ por primera vez. Physorg (16 de diciembre de 2008)
  12. ^ Magma de Puna Dacite en Kilauea: Perforación inesperada en un magma activo Pósteres Archivado el 6 de junio de 2011 en Wayback Machine , 2008 Eos Trans. AGU, 89(53), Reunión de otoño.
  13. ^ ab Teplow, William; Marsh, Bruce; Hulen, Jeff; Spielman, Paul; Kaleikini, Mike; Fitch, David; Rickard, William (2009). "Fusión de dacita en el campo de pozos de Puna Geothermal Venture, Isla Grande de Hawái" (PDF) . GRC Transactions . 33 : 989–994. Archivado (PDF) desde el original el 2022-10-09 . Consultado el 8 de febrero de 2021 .
  14. ^ ab Philpotts, Anthony R.; Ague, Jay J. (2009). Principios de petrología ígnea y metamórfica (2.ª ed.). Cambridge, Reino Unido: Cambridge University Press. pp. 19-20. ISBN 9780521880060.
  15. ^ abc Schmincke, Hans-Ulrich (2003). Vulcanismo . Berlín: Springer. págs. 49–50. ISBN 9783540436508.
  16. ^ abc Guijón, R.; Henríquez, F.; Naranjo, JA (2011). "Consideraciones geológicas, geográficas y legales para la conservación de flujos únicos de óxido de hierro y azufre en los complejos volcánicos El Laco y Lastarria, Andes centrales, norte de Chile". Geoheritage . 3 (4): 99–315. Bibcode :2011Geohe...3..299G. doi :10.1007/s12371-011-0045-x. S2CID  129179725.
  17. ^ abc Harlov, DE; et al. (2002). "Relaciones apatita-monacita en el mineral de magnetita-apatita de Kiirunavaara, norte de Suecia". Chemical Geology . 191 (1–3): 47–72. Bibcode :2002ChGeo.191...47H. doi :10.1016/s0009-2541(02)00148-1.
  18. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 19, 131.
  19. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 132-133.
  20. ^ Casq, RAF; Wright, JV (1987). Sucesiones volcánicas . Unwin Hyman Inc. pág. 528. ISBN 978-0-04-552022-0.
  21. ^ abc Philpotts y Ague 2009, pág. 23.
  22. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 70–77.
  23. ^ Schmincke 2003, pág. 132.
  24. ^ abc Philpotts y Ague 2009, pág. 20.
  25. ^ Bonnichsen, B.; Kauffman, DF (1987). "Características físicas de los flujos de lava de riolita en la provincia volcánica de Snake River Plain, suroeste de Idaho". Documento especial de la Sociedad Geológica de América . Documentos especiales de la Sociedad Geológica de América. 212 : 119–145. doi :10.1130/SPE212-p119. ISBN 0-8137-2212-8.
  26. ^ Schmincke 2003, págs. 21-24, 132, 143.
  27. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 23–611.
  28. ^ Takeuchi, Shingo (5 de octubre de 2011). "Viscosidad del magma preeruptiva: una medida importante de la eruptibilidad del magma". Journal of Geophysical Research . 116 (B10): B10201. Bibcode :2011JGRB..11610201T. doi : 10.1029/2011JB008243 .
  29. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 1376–377.
  30. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 23-25.
  31. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 53-55, 59-64.
  32. ^ Schmincke 2003, págs. 128-132.
  33. ^ Arndt, NT (1994). "Komatiitas arcaicas". En Condie, KC (ed.). Evolución de la corteza arcaica . Ámsterdam: Elsevier. pág. 19. ISBN 978-0-444-81621-4.
  34. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 399–400.
  35. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 139-148.
  36. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 606–607.
  37. ^ "Cinturón volcánico de Stikine: Montaña volcánica". Catálogo de volcanes canadienses . Archivado desde el original el 7 de marzo de 2009. Consultado el 23 de noviembre de 2007 .
  38. ^ Philpotts y Ague 2009, pág. 145.
  39. ^ Vic Camp, Cómo funcionan los volcanes, Tipos de lava inusuales Archivado el 23 de octubre de 2017 en Wayback Machine , Universidad Estatal de San Diego , Geología
  40. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 396–397.
  41. ^ Keller, Jörg; Krafft, Maurice (noviembre de 1990). "Actividad efusiva de natrocarbonatita de Oldoinyo Lengai, junio de 1988". Boletín de vulcanología . 52 (8): 629–645. Bibcode :1990BVol...52..629K. doi :10.1007/BF00301213. S2CID  129106033.
  42. ^ Jonsson, E.; Troll, VR; Högdahl, K.; Harris, C.; Weis, F.; Nilsson, KP; Skelton, A. (2013). "Origen magmático de minerales gigantes de óxido de hierro y apatita 'tipo Kiruna' en Suecia central". Scientific Reports . 3 : 1644. Bibcode :2013NatSR...3E1644J. doi :10.1038/srep01644. PMC 3622134 . PMID  23571605. 
  43. ^ Pedone, M.; Aiuppa, A.; Giudice, G.; Grassa, F.; Francofonte, V.; Bergsson, B.; Ilyinskaya, E. (2014). "Medidas de CO2 hidrotermal/volcánico con láser de diodo sintonizable e implicaciones para el presupuesto global de CO2". Tierra sólida . 5 (2): 1209–1221. Código Bibliográfico :2014SolE....5.1209P. doi : 10.5194/se-5-1209-2014 .
  44. ^ Schmincke 2003, pág. 42.
  45. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 244-250.
  46. ^ desde Schmincke 2003, pág. 44.
  47. ^ Schmincke 2003, págs. 38–41.
  48. ^ Pinkerton, H.; Bagdassarov, N. (2004). "Fenómenos transitorios en flujos de lava vesicular basados ​​en experimentos de laboratorio con materiales análogos". Revista de vulcanología e investigación geotérmica . 132 (2–3): 115–136. Código Bibliográfico :2004JVGR..132..115B. doi :10.1016/s0377-0273(03)00341-x.
  49. ^ Schmincke 2003, págs. 39–40.
  50. ^ Philpotts y Ague 2009, pág. 40.
  51. ^ Philpotts y Ague 2009, pág. 16.
  52. ^ Wadsworth, Fabian B.; Witcher, Taylor; Vossen, Caron EJ; Hess, Kai-Uwe; Unwin, Holly E.; Scheu, Bettina; Castro, Jonathan M.; Dingwell, Donald B. (diciembre de 2018). "El vulcanismo silícico efusivo-explosivo combinado se extiende a ambos lados de la transición multifásica de viscoso a frágil". Nature Communications . 9 (1): 4696. Bibcode :2018NatCo...9.4696W. doi :10.1038/s41467-018-07187-w. ISSN  2041-1723. PMC 6224499 . PMID  30409969. 
  53. ^ Weidendorfer, D.; Schmidt, M. W.; Mattsson, HB (2017). "Un origen común de los magmas carbonatados". Geología . 45 (6): 507–510. Bibcode :2017Geo....45..507W. doi : 10.1130/G38801.1 . hdl : 20.500.11850/190852 .
  54. ^ Herzberg, C.; Asimow, PD; Arndt, N.; Niu, Y.; Lesher, CM; Fitton, JG; Cheadle, MJ; Saunders, AD (2007). "Temperaturas en el manto y las plumas ambientales: restricciones de basaltos, picritas y komatitas". Geoquímica, Geofísica, Geosistemas . 8 (2): n/a. Bibcode :2007GGG.....8.2006H. doi :10.1029/2006gc001390. hdl : 20.500.11919/1080 . ISSN  1525-2027. S2CID  14145886. Archivado desde el original el 27 de abril de 2019 . Recuperado el 7 de diciembre de 2019 .
  55. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 593–597.
  56. ^ ab usu.edu - Geología 326, "Propiedades de los magmas", 11 de febrero de 2005
  57. ^ Schmincke 2003, pág. 50.
  58. ^ Richards, MA; Duncan, RA; Courtillot, VE (1989). "Basaltos de inundación y trayectorias de puntos calientes: cabezas y colas de las columnas". Science . 246 (4926): 103–107. Bibcode :1989Sci...246..103R. doi :10.1126/science.246.4926.103. PMID  17837768. S2CID  9147772.
  59. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 6-13.
  60. ^ Sociedad Geológica de América, Placas, plumas y paradigmas , págs. 590 y siguientes, 2005, ISBN 0-8137-2388-4 
  61. ^ Asimow, PD; Langmuir, CH (2003). "La importancia del agua en los regímenes de fusión del manto oceánico". Nature . 421 (6925): 815–820. Bibcode :2003Natur.421..815A. doi :10.1038/nature01429. ISSN  0028-0836. PMID  12594505. S2CID  4342843.
  62. ^ Campbell, IH (1 de diciembre de 2005). "Grandes provincias ígneas y la hipótesis de la pluma del manto". Elements . 1 (5): 265–269. Bibcode :2005Eleme...1..265C. doi :10.2113/gselements.1.5.265. ISSN  1811-5209.
  63. ^ desde Philpotts & Ague 2009, págs. 591–599.
  64. ^ Tonks, W. Brian; Melosh, H. Jay (25 de marzo de 1993). "Formación de océanos de magma debido a impactos gigantes". Revista de investigación geofísica: planetas . 98 (E3): 5319–5333. Código Bibliográfico :1993JGR....98.5319T. doi :10.1029/92JE02726.
  65. ^ Jones, Adrian P.; Price, G. David; Price, Neville J.; DeCarli, Paul S.; Clegg, Richard A. (septiembre de 2002). "Fusión inducida por impacto y desarrollo de grandes provincias ígneas". Earth and Planetary Science Letters . 202 (3–4): 551–561. Bibcode :2002E&PSL.202..551J. doi :10.1016/S0012-821X(02)00824-5.
  66. ^ Geoff C. Brown; CJ Hawkesworth; RCL Wilson (1992). Entendiendo la Tierra (2.ª ed.). Cambridge University Press. pág. 93. ISBN 0-521-42740-1.
  67. ^ desde Philpotts & Ague 2009, pág. 593.
  68. ^ Homrighausen, S.; Geldmacher, J.; Hoernle, K.; Rooney, T. (2021). "Vulcanismo intraplaca". Enciclopedia de geología : 52–59. doi :10.1016/B978-0-12-409548-9.12498-4. ISBN 9780081029091.S2CID240954389  .​
  69. ^ Grove, TL; Chatterjee, N.; Parman, SW; Medard, E. (2006). "La influencia del H 2 O en la fusión de la cuña del manto". Earth and Planetary Science Letters . 249 (1–2): 74–89. Bibcode :2006E&PSL.249...74G. doi :10.1016/j.epsl.2006.06.043.
  70. ^ Stern, Robert J. (2002), "Zonas de subducción", Reviews of Geophysics , 40 (4): 24–31, Bibcode :2002RvGeo..40.1012S, doi : 10.1029/2001RG000108 , S2CID  15347100
  71. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 374–380.
  72. ^ Drewitt, JWE; Walter, MJ; Brodholt, JP; Muir, JMR; Lord, OT (2022). "Fusiones de silicato hidratado y el ciclo del H2O en el manto profundo". Earth and Planetary Science Letters . 581 : 117408. Bibcode :2022E&PSL.58117408D. doi : 10.1016/j.epsl.2022.117408 . hdl : 1983/5cc45839-38b0-45a2-ba4b-5ff2436ad9a1 . S2CID  246777976.
  73. ^ Dasgupta, R.; Hirschmann, MM (2007). "Efecto de la concentración variable de carbonatos en el solidus de la peridotita del manto". Mineralogista estadounidense . 92 (2–3): 370–379. Código Bibliográfico :2007AmMin..92..370D. doi :10.2138/am.2007.2201. S2CID  95932394.
  74. ^ Wyllie, Peter J.; Huang, Wuu-Liang (septiembre de 1975). "Influencia del CO2 del manto en la generación de carbonatitas y kimberlitas". Nature . 257 (5524): 297–299. Bibcode :1975Natur.257..297W. doi :10.1038/257297a0. S2CID  4267906.
  75. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 259–261, 394–397.
  76. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 597–599.
  77. ^ Unsworth, MJ; et al. (2005). "Reología de la corteza del Himalaya y el sur del Tíbet inferida a partir de datos magnetotelúricos". Nature . 438 (7064): 78–81. Bibcode :2005Natur.438...78U. doi :10.1038/nature04154. PMID  16267552. S2CID  4359642.
  78. ^ desde Philpotts & Ague 2009, págs. 195–197.
  79. ^ Osborn, EF; Tait, DB (1952). "El sistema diópsido-forsterita-anortita" (PDF) . Am. J. Sci . 250 : 413–433. Archivado (PDF) desde el original el 2022-10-09 . Consultado el 9 de febrero de 2021 .
  80. ^ Zou, Haibo; Zindler, Alan (febrero de 1996). "Restricciones en el grado de fusión parcial dinámica y composición de la fuente utilizando proporciones de concentración en magmas". Geochimica et Cosmochimica Acta . 60 (4): 711–717. Bibcode :1996GeCoA..60..711Z. doi :10.1016/0016-7037(95)00434-3.
  81. ^ Haase, Karsten M. (octubre de 1996). "La relación entre la edad de la litosfera y la composición de los magmas oceánicos: restricciones sobre la fusión parcial, fuentes del manto y la estructura térmica de las placas". Earth and Planetary Science Letters . 144 (1–2): 75–92. Bibcode :1996E&PSL.144...75H. doi :10.1016/0012-821X(96)00145-8.
  82. ^ Farahat, Esam S.; Zaki, Rafat; Hauzenberger, Christoph; Sami, Mabrouk (noviembre de 2011). "Granitoides peraluminosos calcoalcalinos neoproterozoicos del plutón Deleihimmi, desierto centro-oriental, Egipto: implicaciones para la transición de la evolución tectonomagmática tardía a la postcolisión en el escudo árabe-nubio septentrional". Revista Geológica . 46 (6): 544–560. Código Bibliográfico :2011GeolJ..46..544F. doi :10.1002/gj.1289. S2CID  128896568.
  83. ^ Philpotts y Ague 2009, pág. 400.
  84. ^ Albarède, Francis (2003). Geoquímica: una introducción. Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-89148-6.
  85. ^ Faul, Ulrich H. (2001). "Retención y segregación de material fundido bajo las dorsales oceánicas". Nature . 410 (6831): 920–923. Bibcode :2001Natur.410..920F. doi :10.1038/35073556. ISSN  0028-0836. PMID  11309614. S2CID  4403804.
  86. ^ Philpotts y Ague 2009, pág. 400, 599.
  87. ^ Barros, Renata; Menuge, Julian F. (julio de 2016). "El origen de las pegmatitas de espodumena asociadas con el granito de Leinster en el sudeste de Irlanda". The Canadian Mineralogist . 54 (4): 847–862. Bibcode :2016CaMin..54..847B. doi :10.3749/canmin.1600027. hdl : 10197/11562 . S2CID  134105127.
  88. ^ Harris, NBW; Inger, S. (marzo de 1992). "Modelado de elementos traza de granitos derivados de pelita". Contribuciones a la mineralogía y la petrología . 110 (1): 46–56. Bibcode :1992CoMP..110...46H. doi :10.1007/BF00310881. S2CID  129798034.
  89. ^ abc Philpotts y Ague 2009, pág. 321.
  90. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 200.
  91. ^ Bowen, NL (1915). "Cristalización-diferenciación en líquidos de silicato". American Journal of Science . 4 (230): 175–191. Código Bibliográfico :1915AmJS...39..175B. doi :10.2475/ajs.s4-39.230.175.
  92. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 378.
  93. ^ Tu, P.; Tegner, C.; Lesher, CE (1 de octubre de 2009). "Temperaturas líquidas del magma de Skaergaard". Mineralogista estadounidense . 94 (10): 1371-1376. Código Bib : 2009AmMin..94.1371T. doi : 10.2138/am.2009.3058. S2CID  128524162.
  94. ^ Luth, William C.; Jahns, Richard H.; Tuttle, O. Frank (15 de febrero de 1964). "El sistema granítico a presiones de 4 a 10 kilobares". Revista de investigación geofísica . 69 (4): 759–773. Bibcode :1964JGR....69..759L. doi :10.1029/JZ069i004p00759.
  95. ^ Philpotts y Ague 2009, págs. 340–345, 347–356.
  96. ^ Jackson, Julia A., ed. (1997). "Magma primario". Glosario de geología (cuarta edición). Alexandria, Virginia: American Geological Institute. ISBN 0922152349.
  97. ^ desde Philpotts & Ague 2009, pág. 316.
  98. ^ Kuroda, N.; Shiraki, K.; Urano, H. (diciembre de 1978). "La boninita como posible magma primario calcoalcalino". Bulletin Volcanologique . 41 (4): 563–575. Bibcode :1978BVol...41..563K. doi :10.1007/BF02597387. S2CID  129262580.
  99. ^ Schoenberg, R.; Nägler, Th.F.; Gnos, E.; Kramers, JD; Kamber, BS (septiembre de 2003). "La fuente del Gran Dique, Zimbabue, y su importancia tectónica: evidencia de los isótopos Re-Os" (PDF) . The Journal of Geology . 111 (5): 565–578. Bibcode :2003JG....111..565S. doi :10.1086/376766. S2CID  129598002. Archivado (PDF) desde el original el 2022-10-09.
  100. ^ Moecher, David P.; Samson, Scott D.; Miller, Calvin F. (mayo de 2004). "Tiempo y condiciones precisas del metamorfismo de facies de granulita de Taconian en el orógeno de los Apalaches meridionales, EE. UU., con implicaciones para el comportamiento del circón durante eventos de fusión de la corteza". The Journal of Geology . 112 (3): 289–304. Bibcode :2004JG....112..289M. doi :10.1086/382760. S2CID  109931682.
  101. ^ Jackson 1997, "Magma parental".
  102. ^ Claeson, Dick T.; Meurer, William P. (1 de mayo de 2004). "Cristalización fraccionada de magmas basálticos hidratados de tipo arco y formación de acumulaciones gabroicas que contienen anfíboles". Contribuciones a la mineralogía y la petrología . 147 (3): 288–304. Código Bibliográfico :2004CoMP..147..288C. doi :10.1007/s00410-003-0536-0. S2CID  129247893.
  103. ^ Philpotts y Ague 2009, pág. 80.
  104. ^ Allison, Chelsea M.; Roggensack, Kurt; Clarke, Amanda B. (diciembre de 2021). "Erupciones basálticas altamente explosivas impulsadas por la exsolución de CO2". Nature Communications . 12 (1): 217. doi :10.1038/s41467-020-20354-2. PMC 7801484 . PMID  33431860. 
  105. ^ ab Wilfred Allan Elders, Guðmundur Ómar Friðleifsson y Bjarni Pálsson (2014). Revista Geotermia, vol. 49 (enero de 2014). Elsevier Ltd.
Obtenido de "https://es.wikipedia.org/w/index.php?title=Magma&oldid=1236797400"