Magma

Magma (del griego antiguo μάγμα (mágma) 'ungüento espeso' ) es el material natural fundido o semifundido del que se forman todas las rocas ígneas. El magma 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. Además de roca fundida, el magma también puede contener cristales suspendidos y burbujas de gas.

El magma se produce por la fusión del manto o la corteza en diferentes ambientes tectónicos, que en la Tierra incluyen zonas de subducción, zonas de rift continentales, dorsales oceánicas y las zonas interactivas. Mantle y se funde la corteza migran hacia arriba a través de la corteza, donde se cree que ser almacenados en cámaras de magma o zonas ruido de fondo de cristal rica en trans-corteza. Durante el almacenamiento de magma en la corteza, su composición puede ser modificado por cristalización fraccionada, la contaminación con masas fundidas de la corteza, de mezcla magma, y desgasificación. Tras su ascenso a través de la corteza, el magma puede alimentar a un volcán y se extruye en forma de lava, o puede solidificar bajo tierra para formar una intrusión, tal como un dique, un travesaño, una lacolito, un pluton, o un batolito.

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 (consulte Uso en la producción de energía) y una vez en Hawái.

Propiedades físicas y químicas

El magma consiste en roca líquida que generalmente contiene cristales sólidos suspendidos. A medida que el magma se acerca a la superficie y la presión de sobrecarga cae, los gases disueltos burbujean fuera del líquido, de modo que el magma cerca de la superficie se compone de materiales en fase sólida, líquida y gaseosa.

Composición

La mayoría magma es rica en sílice. Magma no silicatos Rare puede formar por fusión local de depósitos minerales No Silicatos o por separación de un magma en silicato inmiscible separada y fases líquidas No Silicatos.

Magmas de silicato son mezclas fundidas dominadas por oxígeno y silicio, los elementos químicos abundantes mayoría en la corteza terrestre, con cantidades más pequeñas de aluminio, calcio, magnesio, hierro, sodio y potasio, y cantidades menores de otros muchos elementos. Petrologists expresan rutinariamente la composición de un magma de silicato en términos del peso o fracción de masa molar de los óxidos de los elementos principales (distintos del oxígeno) presente en el magma.

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.

Magma félsico

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, oscilando entre 10 cP para el magma de riolita caliente a 1200 °C (2190 °F) y 10 cP para el magma de riolita frío a 800 °C (1470 °F). Para la comparación, el agua tiene una viscosidad de aproximadamente 1 cP. Debido a esta viscosidad muy alta, las lavas félsicas suelen hacer erupción de forma explosiva para producir depósitos piroclásticos (fragmentarios). Sin embargo, las lavas de riolita ocasionalmente erupcionan efusivamente para formar espinas de lava, domos de lava o "coulees" (que son flujos de lava gruesos y cortos). Las lavas típicamente se fragmentan a medida que se extruyen, produciendo flujos de lava en bloque. Estos a menudo contienen obsidiana.

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

Magma intermedio

Los magmas intermedios o andesíticos contienen de 52% a 63% de sílice, y son más bajos en aluminio y generalmente algo más ricos en magnesio y hierro que los magmas félsicos. Las lavas intermedias forman domos de andesita y lavas en bloque, y pueden ocurrir en volcanes compuestos empinados, como en los Andes. 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 sus temperaturas eruptivas más altas, tienden a ser mucho menos viscosos, con una viscosidad típica de 3,5 × 10 cP a 1200 ° C (2190 ° F). Esto es ligeramente mayor que la viscosidad de la mantequilla de maní suave. Los magmas intermedios muestran una mayor tendencia a formar fenocristales. El hierro y el magnesio superiores tienden a manifestarse como una masa fundamental más oscura, que incluye fenocristales de anfíboles o piroxenos.

Magmas máficos

Los magmas máficos o basálticos tienen un contenido de sílice del 52% al 45%. Se caracterizan por su alto contenido de ferromagnesio 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 a 10 cP, aunque todavía son muchos órdenes de magnitud más altas que el agua. Esta viscosidad es similar a la del ketchup. Las lavas de basalto tienden a producir volcanes en escudo de bajo perfil o basaltos de inundación, porque la lava fluidal fluye largas distancias desde el respiradero. El espesor de una lava de basalto, 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 de basalto pueden "inflarse" por el suministro de lava debajo de una corteza solidificada. La mayoría de las lavas de basalto son de ʻAʻāo tipos 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 tierra.

Magmas ultramáficos

Los magmas ultramáficos, como el basalto picrítico, la komatita 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 1600 ° C (2910 ° F). A esta temperatura prácticamente no hay polimerización de los compuestos minerales, creando un líquido de gran movilidad. Se cree que las viscosidades de los magmas de komatiita eran tan bajas como 100 a 1000 cP, similar a la del aceite de motor ligero.La mayoría de las lavas ultramáficas no son más jóvenes que el Proterozoico, con algunos magmas ultramáficos conocidos del Fanerozoico en América Central que se atribuyen a una pluma 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 magnesianos.

Magmas alcalinos

Algunos magmas silícicos tienen un contenido elevado de óxidos de metales alcalinos (sodio y potasio), particularmente en regiones de ruptura continental, áreas que recubren placas profundamente subducidas o en puntos calientes intraplaca. Su contenido de sílice puede variar desde ultramáficas (nefelinitas, basanitas y tefritas) hasta félsicas (traquitas). Es más probable que se generen a mayores profundidades en el manto que los magmas subalcalinos. Los magmas de nefelinita de olivino son ultramáficos y altamente alcalinos, y se cree que provienen de mucho más profundo en el manto de la Tierra que otros magmas.

Magmas Nonsilicic

Algunas lavas de composición inusual han estallado en la superficie de la Tierra. Éstos incluyen:

• Se conocen lavas de carbonatita y natrocarbonatita del volcán Ol Doinyo Lengai en Tanzania, que es el único ejemplo de un volcán de carbonatita activo. Las carbonatitas en el registro geológico son típicamente 75% de minerales de carbonato, con cantidades menores de minerales de silicato insaturados de sílice (como micas y olivino), apatito, magnetita y pirocloro. Es posible que esto no refleje la composición original de la lava, que puede haber incluido carbonato de sodio que posteriormente fue eliminado 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.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 ligeramente superiores a las del agua, y son muy frías, con temperaturas medidas de 491 a 544 °C (916 a 1011 °F).
• 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. Las lavas de óxido de hierro del Plioceno ocurren en el complejo volcánico El Laco en la frontera entre Chile y Argentina. 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 calco-alcalina o alcalina.
• Los flujos de lava de azufre de hasta 250 metros (820 pies) de largo y 10 metros (33 pies) de ancho ocurren en el volcán Lastarria, Chile. Se formaron por la fusión de depósitos de azufre a temperaturas tan bajas como 113 °C (235 °F).

Gases magmáticos

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

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 en profundidad y bajo gran presión puede contener un contenido de agua disuelta superior al 10%. El agua es algo menos soluble en el magma con bajo contenido de sílice que en el 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 granítico de pegmatita puede disolver un 11 % de H ₂ O. 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.

Reología

La viscosidad es una propiedad de fusión clave 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, la viscosidad de las mismas lavas varía en siete órdenes de magnitud, desde 10 cP para lava máfica a 10 cP para magmas félsicos. La viscosidad está determinada principalmente por la composición, pero también depende de la temperatura. La tendencia de la lava félsica a ser más fría que la lava máfica aumenta la diferencia de viscosidad.

El ion de 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 de silicio mucho más pequeño. Esto se llama un 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 por puentes de iones de oxígeno. Estos aumentan considerablemente la viscosidad del magma.

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

La tendencia a la polimerización se expresa como NBO / T, donde NBO es el número de iones sin puente de oxígeno y T es el número de iones formadores de red. El silicio es el principal ion de formación de la red, pero en magmas alta en sodio, aluminio también actúa como una antigua red, y el hierro férrico puede actuar como un formador de red cuando otros formadores de red se carece. La mayoría de los otros iones metálicos reducen la tendencia a polimerizarse y se describen como modificadores de red. En un magma hipotético formado enteramente a partir de sílice fundida, NBO / T sería 0, mientras que en un magma hipotético tan bajo en formadores de red que no tiene lugar la polimerización, NBO / T sería 4. Ni extremo es común en la naturaleza, pero magmas de basalto típicamente tienen NBO / T entre 0,6 y 0,9, magmas andesíticos tener NBO / T de 0,3 a 0,5, y magmas riolíticos tener NBO / T de 0,02 a 0,2. El agua actúa como un modificador de 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 mayor temperatura son menos viscosos, ya que hay más energía térmica disponible para romper los enlaces entre el oxígeno y los formadores de redes.

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 confiere propiedades tixotrópicas y de adelgazamiento por cizallamiento. En otras palabras, la mayoría de los magmas no se comportan como los fluidos newtonianos, en los que la velocidad de flujo es proporcional al esfuerzo cortante. En cambio, un magma típico es un fluido de Bingham, que muestra una resistencia considerable al flujo hasta que se cruza un umbral de tensión, llamado tensión de fluencia.Este resultado en tapón de flujo de magma parcialmente cristalino. Un ejemplo familiar de flujo de pistón es la pasta de dientes que se extrae de un tubo de pasta de dientes. La pasta de dientes sale como un tapón semisólido, porque el cizallamiento se concentra en una capa delgada en la pasta de dientes al lado del tubo, y solo aquí la pasta de dientes se comporta como un fluido. El comportamiento tixotrópico también impide que los cristales se asienten fuera del magma. Una vez que el contenido de cristales alcanza alrededor del 60%, el magma deja de comportarse como un fluido y comienza a comportarse como un sólido. Tal mezcla de cristales con roca derretida a veces se describe como papilla de cristales.

Por lo general, el magma también es viscoelástico, lo que significa que fluye como un líquido bajo tensiones bajas, pero una vez que la tensión aplicada supera un valor crítico, la masa fundida no puede disipar la tensión lo suficientemente rápido solo mediante la relajación, lo que da como resultado la propagación transitoria de fracturas. Una vez que las tensiones se reducen por debajo del umbral crítico, la masa fundida viscosamente relaja una vez más y se cura la fractura.

Temperatura

Las temperaturas de la lava, que es magma extruido sobre la superficie, están en el rango de 700 a 2400 °C (1300 a 4400 °F), pero los magmas de carbonatita muy raros pueden ser tan fríos como 490 °C (910 °F) y la komatiita magmas pueden haber sido tan caliente como 1600 ° C (2900 ° F). Ocasionalmente se ha encontrado magma durante la perforación en campos geotérmicos, incluida la perforación en Hawái que penetró un cuerpo de magma dacítico a una profundidad de 2488 m (8163 pies). La temperatura de este magma se estimó en 1050 ° C (1920 ° F). Las temperaturas de los magmas más profundos deben inferirse de los cálculos teóricos y del gradiente geotérmico.

La mayoría de los magmas contienen algunos cristales sólidos en suspensión en la fase líquida. Esto indica que la temperatura de las mentiras magma entre el solidus, que se define como la temperatura a la que el magma completamente solidifica, y el liquidus, definida como la temperatura a la que el magma es completamente líquido. Los cálculos de las temperaturas de solidus a profundidades probables sugieren que el magma generado debajo de las áreas de ruptura comienza a una temperatura de aproximadamente 1300 a 1500 ° C (2400 a 2700 ° F). Magma generada a partir de plumas del manto puede ser tan caliente como 1600 ° C (2900 ° 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 1060 °C (1940 °F).

Densidad

Las densidades de los magmas dependen principalmente de la composición, siendo el contenido de hierro el parámetro más importante.

Magma se expande ligeramente a presión más baja o más alta temperatura. 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.

Orígenes

La temperatura en el interior de la tierra está descrita por 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 desde la superficie de la tierra. El gradiente geotérmico promedia alrededor de 25 °C/km en la corteza superior de la Tierra, pero 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 - Dorsales oceánicas o cerca de plumas del manto.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 el 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 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 escenarios es el proceso más importante para transportar calor a través de la corteza terrestre.

Las rocas pueden derretirse en respuesta a una disminución de la presión, a un cambio en la composición (como la adición de agua), a un aumento de la temperatura oa una combinación de estos procesos. Otros mecanismos, como el derretimiento por el impacto de un meteorito, son menos importantes hoy en día, pero los impactos durante la acumulación de la Tierra llevaron a un derretimiento extenso, y los varios cientos de kilómetros exteriores de nuestra Tierra primitiva probablemente eran un océano de magma. 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 provincias ígneas grandes.

Descompresión

Descompresión de fusión se produce a causa de una disminución de la presión. Es el mecanismo más importante para la producción de magma del manto superior.

Las temperaturas de solidus de la mayoría de rocas (las temperaturas debajo de los cuales son completamente sólido) aumento con el aumento de presión en la ausencia de agua. Peridotita en profundidad en la capa de tierra puede ser más caliente que su temperatura de solidus en algún nivel menos profundo. Si tal roca se eleva durante la convección del manto sólido, se enfríe ligeramente a medida que se expande en un proceso adiabático, pero el enfriamiento es sólo alrededor de 0,3 ° C por kilómetro. Los estudios experimentales de documento muestras peridotita apropiado que las temperaturas de solidus aumentan por 3 ° C a 4 ° C por kilómetro. Si la roca se eleva lo suficiente, comenzará a derretirse. gotitas de fusión puede unirse en volúmenes más grandes y ser entrometido hacia arriba. Este proceso de fusión a partir del movimiento hacia arriba del manto sólido es crítico en la evolución de la Tierra.

El derretimiento por descompresión crea la corteza oceánica en las dorsales oceánicas, lo que la convierte, con diferencia, en la fuente más importante de magma de la Tierra. También provoca vulcanismo intraplaca en regiones, como Europa, África y el fondo del mar Pacífico. El vulcanismo intraplaca se atribuye al ascenso de las plumas del manto oa la extensión intraplaca, siendo la importancia de cada mecanismo un tema de investigación continua.

Efectos del agua y el dióxido de carbono

El cambio en la composición de rock más responsable de la creación de magma es la adición de agua. El agua reduce la temperatura de solidificación de rocas a una presión dada. Por ejemplo, a una profundidad de unos 100 kilómetros, peridotita comienza a fundirse cerca de 800 ° C en presencia de exceso de agua, pero cerca de 1500 ° C en ausencia de agua. El agua es impulsado fuera de la litosfera oceánica en las zonas de subducción, y causa de fusión en el manto que recubre. Magmas hidratados componen de basalto y andesita se producen directa o indirectamente como resultado de la deshidratación durante el proceso de subducción. Tales magmas, y aquellos derivados de ellos, construir arcos de islas como las que en el Anillo de Fuego del Pacífico. Estos magmas forman rocas de la serie calco-alcalina, una parte importante de la corteza continental.

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 insaturados 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 del sólido de 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.Los magmas de tipos de rocas como la nefelinita, la carbonatita y la kimberlita se encuentran entre los que pueden generarse después de una entrada de dióxido de carbono en el manto a profundidades superiores a unos 70 km.

Aumento de temperatura

Aumento de la temperatura es el mecanismo más típico para la formación de magma dentro de la corteza continental. Tales 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 de la corteza de la corteza continental engrosada por la compresión en un límite de placa. El límite de placas entre las masas continentales India y Asia proporciona un ejemplo bien estudiado, como la meseta del Tíbet, al norte de la frontera tiene la corteza alrededor de 80 kilómetros de espesor, aproximadamente el doble del espesor de la corteza continental normal. Los estudios de resistividad eléctrica deducidas a partir de los datos magnetotelúricos han detectado una capa que parece contener la masa fundida de silicato y que se extiende por al menos 1.000 kilómetros dentro de la corteza media a lo largo del margen sur de la meseta del Tíbet.Granito y riolita son tipos de roca ígnea comúnmente interpretados como productos de la fusión de la corteza continental debido a los aumentos de temperatura. Los aumentos de temperatura pueden también contribuir a la fusión de litosfera arrastrado hacia abajo en una zona de subducción.

El proceso de fusión

Cuando las rocas se funden, lo hacen en un rango de temperatura, porque la mayoría de las rocas están hechas de varios minerales, todos los cuales tienen diferentes puntos de fusión. La temperatura a la que los primeros aparece de fusión (solidus) es inferior a la temperatura de fusión de uno cualquiera de los minerales puros. Esto es similar a la disminución del punto de fusión del hielo cuando se mezcla con sal. El primer fundido se denomina eutéctico y tiene una composición que depende de la combinación de minerales presentes.

Por ejemplo, una mezcla de anortita y diópsido, que son dos de los minerales predominantes en basalto, empieza a fundirse a aproximadamente 1274 ° C. Esto es muy por debajo de las temperaturas de fusión de 1392 ° C para diópsido puro y 1.553 ° C para anortita puro. La masa fundida resultante se compone de aproximadamente 43% en peso de la anortita.A medida que se añade calor adicional a la roca, los restos de temperatura en 1274 ° C hasta que la anortita o diópsido está totalmente derretida. La temperatura se eleva entonces como el mineral restante continúa derritiendo, que desplaza la composición de fusión lejos de la eutéctica. Por ejemplo, si el contenido de anortita es mayor que 43%, todo el suministro de diópsido se derretirá en 1274 ° C., Junto con suficiente cantidad de la anortita para mantener la masa fundida a la composición eutéctica. El calentamiento adicional hace que la temperatura lentamente se levantan como los restantes anortita gradualmente se funde y la masa fundida se vuelve cada vez más rica en anortita líquido. Si la mezcla tiene solamente un ligero exceso de anortita, esto se fundirá antes de que la temperatura se eleva muy por encima de 1274 ° C. Si la mezcla es casi toda la 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%, toda la anortita se derretirá a la temperatura eutéctica, junto con parte del diópsido, y el diópsido restante se derretirá gradualmente a medida que la temperatura continúa aumentando.

Debido a la fusión eutéctica, la composición de la masa fundida puede ser bastante diferente de la roca madre. Por ejemplo, una mezcla de 10 % de anortita con diópsido podría experimentar un 23 % de fusión parcial antes de que la fusión se desviara del eutéctico, que tiene una composición de aproximadamente 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 melilititas, mientras que un mayor grado de fusión parcial (8% a 11%) puede producir olivino basalto alcalino. Es probable que los magmas oceánicos resulten del derretimiento parcial del 3% al 15% de la roca madre. Algunos granitoides calcáreo-alcalinos pueden ser producidos por un alto grado de fusión parcial, tanto como 15% a 30%. 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.

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 fuente. Los iones de estos elementos encajan bastante mal en la estructura de los minerales que componen la roca fuente y fácilmente dejan que los minerales sólidos se concentren mucho en fundidos producidos por un bajo grado de fusión parcial. Los elementos incompatibles comúnmente incluyen potasio, bario, cesio y rubidio, que son grandes y están débilmente cargados (los elementos litófilos de iones grandes, o LILE, por sus siglas en inglés), así como elementos cuyos iones tienen una carga alta (los elementos de alta intensidad de campo, o HSFE), que incluyen elementos tales como zirconio, niobio, hafnio, tantalio, elementos de tierras raras y actínidos.

Cuando se derrite suficiente roca, los pequeños glóbulos de derretimiento (que generalmente ocurren entre los granos minerales) se unen y ablandan la roca. Bajo presión dentro de la tierra, tan solo una fracción de un porcentaje de derretimiento parcial puede ser suficiente para hacer que el derretimiento se expulse de su fuente. El derretimiento se separa rápidamente de su roca fuente una vez que el grado de fusión parcial supera el 30%. Sin embargo, por lo general mucho menos del 30% de una roca generadora de magma se derrite antes de que se agote el suministro de calor.

Pegmatitas puede ser producido por los bajos grados de fusión parcial de la corteza. Algunos magmas granito de composición son masas fundidas eutécticas (o cotectic), y pueden ser producidos por la baja a altos grados de fusión parcial de la corteza, así como por cristalización fraccionada.

Evolución de los magmas

La mayoría de los magmas se funde por completo sólo para una pequeña parte de sus historias. Más típicamente, son mezclas de masa fundida y cristales, y a veces también de burbujas de gas. Melt, cristales, y las burbujas por lo general tienen diferentes densidades, y para que puedan separar como magmas evolucionan.

Como se enfría el magma, minerales típicamente cristalizan a partir de la masa fundida a temperaturas diferentes. Esto se asemeja al proceso de fusión original en sentido inverso. Sin embargo, debido a que la masa fundida por lo general se ha separado de su roca fuente original y se trasladó a una profundidad menor, el proceso inverso de la cristalización no es exactamente idéntica. Por ejemplo, si una masa fundida fue del 50% cada uno de diópsido y anortita, a continuación, anortita comenzaría la cristalización de 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% diópsido. La eutéctica se alcanza a 1.274 ° C, la temperatura a la que diópsido y anortita comienzan cristalizar juntos. Si la masa fundida fue de 90% diópsido, el diópsido comenzaría cristalización primero hasta que se alcanzó la eutéctica.

Si los cristales permanecieron suspendidas en la masa fundida, el proceso de cristalización no cambiaría la composición general de la masa fundida además de minerales sólidos. Esta situación se describe como cristalización Equillibrium. Sin embargo, en una serie de experimentos que culminó en su documento de 1915, cristalización-diferenciación en líquidos de silicato, Norman L. Bowen demostró que los cristales de olivino y diópsido que cristalizó de una masa fundida de enfriamiento de forsterita, diópsido y sílice se hundiría a través de la masa fundida en escalas de tiempo geológico pertinentes. Los geólogos encontraron posteriormente considerable evidencia de campo de tal cristalización fraccionada.

Cuando los cristales se separan a partir de un magma, entonces el magma residual será diferente en composición de la magma padres. Por ejemplo, un magma de composición gabroica puede producir una fusión residual de composición granítica si los cristales formados tempranamente se separan del magma. Gabro puede tener una temperatura de liquidus cercana a los 1200 °C, y la masa fundida derivada de la composición de granito puede tener una temperatura de liquidus tan baja como unos 700 °C.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 enriquecido en elementos incompatibles. La serie de reacciones de Bowen es importante para comprender la secuencia idealizada de cristalización fraccionada de un magma.

composición Magma se puede determinar por procedimientos distintos de fusión parcial y cristalización fraccionada. Por ejemplo, los magmas comúnmente interactúan con rocas que se entrometen, tanto por la fusión de las rocas y por reacción con ellos. Asimilación cerca del techo de una cámara de magma y cristalización fraccionada cerca de su base, incluso puede tener lugar simultáneamente. Magmas de diferentes composiciones se pueden mezclar uno con el otro. En casos raros, masas fundidas pueden separar en dos masas fundidas inmiscibles de composiciones de contraste.

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. En la práctica, es difícil identificar sin ambigüedades los magmas primarios, aunque se ha sugerido que la boninita es una variedad de andesita cristalizada a partir de un magma primario. El Gran Dique de Zimbabue también se ha interpretado como roca cristalizada a partir de un magma primario. La interpretación de los leucosomas de las migmatitas como magmas primarios se contradice con los datos del circón, lo que sugiere que los leucosomas son un residuo (una roca acumulada) dejado por la extracción de un magma primario.

Magma parental

Cuando es imposible encontrar la composición del magma primitivo o primario, a menudo es útil tratar de identificar un magma. Un magma parental es una composición de magma a partir de la cual se ha derivado el rango observado de químicas de magma mediante procesos de diferenciación ígnea. No es necesario que sea un derretimiento primitivo.

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

Migración y solidificación

Magma se desarrolla dentro de la capa o corteza, donde las condiciones de temperatura y de presión favorecen el estado fundido. Después de su formación, magma se eleva boyante hacia la superficie de la Tierra, debido a su densidad más baja que la roca madre. Como se migra a través de la corteza, el magma puede recopilar y residir en cámaras de magma (aunque trabajos recientes sugieren que el magma se puede almacenar en zonas trans-corteza de cristal rica en ruido de fondo en lugar de dominantemente cámaras de magma líquidos ). Magma puede permanecer en una cámara hasta que o bien se enfría y cristaliza para formar roca intrusiva, que estalla como un volcán, o se mueve a otra cámara magma.

Plutonismo

Cuando el magma se enfría comienza a formar fases minerales sólidos. Algunos de éstos se depositan en el fondo de los acumula formando cámara de magma que podrían formar intrusión estratificada máficas. Magma que se enfría lentamente dentro de una cámara de magma general termina la formación de cuerpos de rocas plutónicas como gabro, diorita y granito, dependiendo de la composición del magma. Alternativamente, si se entró en erupción el magma que forma rocas volcánicas tales como basalto, andesita y riolita (los equivalentes extrusivas de gabro, diorita y granito, respectivamente).

Vulcanismo

Magma que se extruye sobre la superficie durante una erupción volcánica se llama lava. se enfría y se solidifica de lava relativamente rápido en comparación con los órganos subterráneos de magma. Este enfriamiento rápido no permite que los cristales crezcan grande, y una parte de la masa fundida no cristaliza en absoluto, convirtiéndose en vidrio. Rocas en gran parte compuestos 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 a través de un proceso conocido como exsolución. El magma con bajo contenido de agua se vuelve cada vez más viscoso. Si ocurre una disolución masiva cuando el magma se dirige hacia arriba durante una erupción volcánica, la erupción resultante suele ser explosiva.

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 en el lecho de roca volcánica debajo de la superficie de Islandia, encontró una bolsa de magma a 2100 m en 2009. Porque esta fue solo la tercera vez en la historia registrada que se había alcanzado el magma, IDDP decidió invertir en el agujero, nombrándolo IDDP-1.

Se construyó una caja de acero cementado en el agujero 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.