Como explica a serie de reacción de Bowen a gran diversidade de rochas

magmáticas?Demostrouse que durante a cristalización pode separarse os compoñentes sólidos e líquidos dun magma.

Esta separación entre cristais e magma residual pódese levar a cabo de maneiras diferentes:

- Diferenciación por gravidade- Diferenciación por comprensión- Diferenciación convectiva- Transporte gasoso

DIFERENCIACIÓN POR GRAVIDADE

Os cristais primeiramente formados caen por gravidade ao fondo da cámara magmática (pois os minerais son máis densos que a parte líquida) e, como estes son os ferromagnesianos, o fondo da cámara será rica en rochas básicas e, por tanto, as rochas formadas a continuación a partires do magma residual serán máis pobres en ferromagnesianos e, consecuenetemente, máis ácidas. Isto explica o que algunhas rochas plutónicas aparezan con estrutura bandeada dando ao conxunto un aspecto estratiforme.

DIFERENCIACIÓN POR COMPRESIÓNA fracción fluída pode escapar con facilidade do magma cara a zonas de menor presión,mentres que a fracción sólida queda formando unha malla de cristais. Isto explica a existencia de masas segregadas e filóns que existen dentro ou na periferia da masa plutónica.

Os xacementos sinexéticos ou “primarios” orixínanse como consecuencia da formación dunha masa de rocha plutónica. As segregacións do mineral fórmanse durante o mesmo proceso de consolidación magmática; os filóns orixínanse por recheo de gretas que afectan tanto ámasa de rocha magmática como á cobertura de rochas sedimentarias. As masas periféricas de mineral, que non están en contacto directo coa rocha plutónica, prodúcense unhas veces poracción pneumatolítica e outras por procesos metasomáticos sobre todo en calcarias. 1. lousas 2. calcarias.

DIFERENCIACIÓN CONVECTIVA

Cando no seo dun magma existen diferencias de temperatura graduais,prodúcense movementos convectivos de parte da masa magmática que fai que os materiais disoltos tendan a concentrarse onde a temperatura é máis alta e os minerais cristalizados van cara ás zonas máis frías. Isto explica o por que se produce nas zonas periféricas, que se arrefrían máis lentamente, concentracións de certos compoñentes do magma. Este tipo de segregacións dá lugar a xacementos de gran importancia.

TRANSPORTE GASOSOSon burbullas de gas que poden transportar algúns elementos, como o Na e K, cara o teito da cámara magmática

Os procesos de diferenciación magmática conducen a unhas sucesións de rochas magmáticas diferentes unhas das outras, tendo todas elas certos trazos comúns e contituíndo as chamadas series de rochas ígneas.

● Asimilación magmática: no seu ascenso o magma incorpora rochas situadas no seu contacto. Os restos destas inclusións chámanse “enclaves”, nos granitos denomínanse “gabarros”.

● Mestura de magmas:prodúcese cando un corpo magmático é intruido por outro

Granito

Gabarro

● Asimilación magmática: no seu ascenso o magma incorpora rochas situadas no seu contacto. Os restos destas inclusións chámanse “enclaves”, nos granitos denomínanse “gabarros”.

● Mestura de magmas:prodúcese cando un corpo magmático é intruido por outro

Granito

Gabarro

FORMACIÓN DE MAGMASA neta diferenciación xeoquímica entre a codia continental, con minerais que funden a temperaturas relativamente baixas, e o manto, con minerais con puntos de fusión máis altos, leva a tratar separadamente os procesos de fusión no manto e na codia continental.

FUSIÓN DO MANTOO manto ten unha composición ultramáfica. As rochas que o forman son peridotitas con algo de aluminio en minerais accesorios como granate, espinela ou plaxioclasa. Unha rocha R (fig. 1) poderá xerar fundido por:1. Aumento da temperatura.2. Diminución da presión.3. Aporte de auga.

Situacións que se dan, respectivamente, en plumas mantélicas, dorsais oceánicas e zonas de subducción

Fig. 1

Fig. 2

Dorsais oceánicasO manto astenosférico cunha temperatura duns 1 350ºC ascende ao separarse as placas litosféricas e descomprímese, acadando a porcentaxe de fusión parcial o 25% a profundidades de 35 km. A diminución da presión confinante permite a extracción dun fundido basáltico de composición toleítica que flúe cara cámaras magmáticas situadas na codia oceánica ao longo do eixo da dorsal. Parte do magma cristaliza nesas cámaras formando gabros, e parte alcanza, a través de fracturas e a unha temperatura de 1 200ºC o fondo oceánico dando lugar a basaltos con estrutura almofadada.

A partir do magma fórmase a codia oceánica. O residuo sólido deixado pola fusión parcial forma o manto litosférico. A secuencia de rochas formada por: peridotita, gabros bandeados, gabros masivos, diques basálticos e basaltos almofadados reciben o nome de ofiolita (fig. 3).

Zonas de subducción Nas zonas de subducción a litosfera oceánica fría e rica en minerais hidratados e carbonatos fúndese no manto e sofre un metamorfismo de alta presión-baixa temperatura. A profundidades de 100-150 km deshidrátase e a auga liberada difúndese no manto supraxacente provocando a súa fusión parcial a temperaturas (1 000ºC) relativamente baixas. O fundido, de composición andesítica ascende cara cámaras magmáticas situadas na codia inferior.Parte destes magmas acadan a superficie a través de estratovolcáns, e parte cristaliza nointerior formando enormes batolitos.Se a subducción é baixo un arco illa (fig.4) o pouco espesor da codia oceánica non facilita a diferenciación magmática e as rochas dominantes son andesitas...

Fig. 4

Arco insular

Baixo un bordo continental (fig.5) o espesor da codia acada os 60 km e aumenta a proporción de emisións riolíticas a partir de magmas diferenciados.

Arco volcánico continental

Fusión da codia continental

Na codia continental xéranse grandes volumes de magmas félsicos que cristalizan en ambientes plutónicos formando rochas de tipo granítico. A asociación de rochas metamórficas e graníticas é común en todos os oróxenos, e responde ao quecemento das zonas internas dos mesmos.Onde a temperatura chega a ser suficientemente elevada, prodúcese a anatexia ou fusión total das rochas corticais.

Cara 15 km de profundidade a temperatura, 400-500ºC non é suficiente para fundir as rochas granítico-gneísicas que forman a codia superior. A codia inferior, anhidra, ten puntos de fusión aínda máis altos. A codia continental en zonas estables (30 km de espesor) encóntrase polo tanto en estado sólido (fig.6)

Fusión da codia continental

Fig. 6

Nas zonas oroxénicas (fig.6) o espesor da codia continental acada 60 km e a temperatura 800-900ºC. Cara os 700ºC, a fusión parcial xera líquidos que solidifican sen separase do residuo sólido producindo migmatitas. Aos 800ºC a fusión é total, pero o fundido non ascende e fórmanse granitos autóctonos, cun contacto coas migmatitas difuso. Por riba dos 800ºC o magma sobrequecido ascende e da lugar a granitos intrusivos. Este proceso pode producirse nun contexto xeodinámico de subducción, con engrosamento da codia por magmatismo andesítico (fig.6), ou de colisión continental con engrosamento da codia por amoreamento de láminas litosféricas (fig.7).

Fig. 7

En zonas de colisión, durante a fase de localización dos mantos, fórmanse a partir das unidades corticais inferiores,plutóns alongados segundo a dirección de pregamento. Na fase extensiva post-colisión o adelgazamento litosférico permite un ascenso do manto e a formación de magmas que se acumulan na base da codia continental (fig.6). A calor aportada por estes magmas mantélicos funde a codia e dá lugar a unha nova oleada magmática, caracterizada por diapiros que ascenden ata os niveis corticais superiores dando lugar a macizos circunscritos de formas elípticas.

MECANISMOS DE DESPRAZAMENTO DOS MAGMASNa segregación e ascenso dos magmas interveñen os seguintes mecanismos: compactación, fracturación hidraúlica e diaprismo.

Compactación

A segregación do fundido da matriz cristalina depende da densidade e viscosidade do fundido, e da permeabilidade da matriz cristalina.Unha peridotita comeza a ser permeable cun 2-3% de fusión, cando as gotas de fundido se interconectan para formar unha rede de pequenas canles que posibilitan o fluxo do fundido.

A fusión fraccionada concentra os elementos lixeiros no fundido,polo que a súa densidade é menor que a do residuo sólido. Por gravidade, o fundido tende a ascender e a matriz cristalina a descender. A porosidade da rocha mantense constante, ao redor do 3%, aínda que a porcentaxe de fusión sexa moi superior, xa que o fundido é segregado a medida que se produce. Este proceso denomínase compactación e nun volume de rocha illado fórmase unha capa de fundido na parte superior e unha sólida na inferior (fig.8).

O contraste de densidade entre o fundido basáltico e a matriz cristalina diminúe ao aumentar a presión e a profundidades superiores a 100-150 km é nulo. A partir desa profundidade o fundido mantense en equilibrio coa matriz cristalina. Só cando a astenosfera ascende ata niveis relativamente superficiais, o fundido pode segregarse e dar orixe a magmas.

Fig. 8

A velocidade de fluxo do fundido e da matriz está condicionada pola viscosidade do fundido, que a súa vez depende da composición. Os fundidos ricos en sílice con grupos (SiO

4 )4- xa entretecidos presentan

maior resistencia ao fluxo e viscosidade alta.Os fundidos basálticos poden segregarse con permeabilidades baixas, mentres que os graníticos necesitan permeabilidades superiores ao 50%. As migmatitas son un exemplo da dificultade de segregación dos fundidos graníticos.

Fracturación hidráulicaAo ser os fundidos menos densos que as rochas, a fusión implica un aumento de volume e polo tanto unha sobrepresión de fluídos e a fracturación hidraúlica da rocha. Xérase unha rede de fendas a través das cales se extrae o fundido da zona de fusión parcial, que queda en seco. As fisuras péchanse ata que se acadan as condicións para unha nova fracturación. O proceso continuo da fusión transfórmase nun aporte discontinuo de magma ás cámaras magmáticas.

Este mecanismo é eficaz a profundidades inferiores a 50km e permite o ascenso a través da litosfera de fundidos basálticos extraídos do manto.Nos magmas anatécticos o ascenso a través de fracturas só é posible cando estas se abren nun réxime distensivo.

Diapirismo

Un diapiro é unha masa que ascende por flotación deformando ductilmente as rochas encaixantes. É un proceso de intrusión forzada e permite o ascenso de masas moi viscosas como os anatécticos. Os diapiros magmáticos fórmanse a partir da zona de fusión parcial, e no seu ascenso poden quedar desenraizados (fig.9).

LOCALIZACIÓN DOS MAGMAS

Corpos intrusivos

Os magmas ascenden ata acadar niveis corticais nos que a densidade da rocha de caixa é igual á do magma. Nesas zonas os magmas expándense lateralmente para formar cámaras magmáticas que serán alimentadas por novos aportes de magma procedentes da zona de extracción. As rochas que están por enriba da cámara defórmanse plasticamente para acoller o magma.

Se o magma solidifica lentamente no interior da codia, cristaliza como unha masa rochosa ou plutón que intrúe as rochas encaixantes. Se o contacto plutón-encaixante é paralelo ás estruturas da rocha de caixa o plutón é concordante, e se as corta, discordante.

Corpos intrusivosDiferéncianse os seguintes tipos de plutón:(Fig. 10)

• Batolitos: discordantes, masivos, con superficies de afloramentos superiores aos 100 km2 . Poden constituír o núcleo dos sistemas montañosos, con centos de km de longo ata 100 de ancho, ou ser de dimensións máis reducidas e formas elípticas como os plutóns circunscritos.

O seu espesor é de varios km, e poden non ter sufrido desprazamento ocupando a zona de fusión, ou ter ascendido diapiricamente quedando desenraizados. As rochas son de tipo granítico, e frecuenetemente poden diferenciarse varias unidades intruídas sucesivamente.

• Diques: discordantes, tabulares, producidos pola intrusión do magma en fracturas. Os espesores xeralmente son dalgúns metros.

• Lacolitos: concordantes, lenticulares, con diámetros de centos de metros a poucos km e de base plana. Son o resultado da intrusión de magmas en zonas relativamente superficiais.

• Lopolitos: concordantes, teñen forma de copa de champán e vistos en superficie son círculos que non distorsionan a estrutura dasrocahas encaixantes. Masas de ata 1 km de grosor suavemente deprimido no centro.

• Sills: concordantes, tabulares, horizontais. Son o resultado da intrusión de magmas fluídos ao longo de superficies de estartificación, e de composición xeralmente basáltica.

Fig. 11. Volcán en escudo

Fig. 10

Edificios volcánicosSe o magma acada zonas próximas á superficie, ao diminuír a presión e temperatura os gases disoltos despréndense como burbullas, ocupando moito máis volume. O aumento de presión na cámara magmática por aporte de novos magmas desde a zona de fusión e pola liberación de gases supera o peso e resistencia á rotura das rochas encaixantes, e o magma é expulsado ao exterior nunha erupción volcánica. A actividade volcánica pode ser:

• Efusiva: emisión tranquila de lavas, en xeral fluídas en forma de corrente de lava, pero nalgúns casos moi viscosas dando lugar a domos se é que previamente ten habido unha desgasificación do magma.

• Explosiva: emisión violenta de piroclastos, a partir de cámaras magámticas pouco profundas. Os gases procedentes do magma ou incorporados a partir de auga que acada as proximidades da cámara, fragmentan o magma e forman nubes de piroclastos que acadan velocidades de centos de metros por segundo e alturas de ata 30km.

Se os magmas son moi fluídos, a lava esténdese en lámina a partir das fracturas por onde é extruída (erupcións fisurais), chega a acadar distancias superiores a 100 km e sepulta o relevo existente formando mesetas basálticas en áreas continentais e nova codia oceánica en dorsais.

Se o magma non é tan fluído o conducto de emisión pasa de ser unha fractura a ser puntual e cilíndrico, como unha cheminea. A acumulación de materiais volcánicos formando un cono ao redor da cheminea dá lugar a un volcán. Segundo o cono estea formado por lavas fluídas, por alternanciasde correntes de lava e piroclastos, os edificios volcánicos clasifícanse en:

• Volcáns en escudo: (fig.11): conos de pendente suave, pero de tamaño xigantesco,que poden acadar alturas de 9 km desde a súa base. Fórmanse a partir de correntes de lava basálticas fluídas que poden acadar zonas moi alonxadas do cráter.

• Estrato volcán: (fig.12): grandes conos con alturas que poden superar 3 km e pendentes de 20-30º, nos que alternan capas de piroclastos e correntes de lava.

• Cono de cinzas (fig.13): pequenos, cuns 300 m. de altura e pendentes pronunciadas (30-40º), e formados exclusivamente por piroclastos.

Fig. 12. Estrato volcán

Existe unha clara diferenza no tamaño destes tres tipos de volcáns. Os volcáns máis famosos: Etna, Vesubio, Teide, Santa Helena, Fujiyama, etc, corresponden ao tipo estratovolcán. Na península Ibérica os edificios volcánicos mellor conservados son pequenos conos de cinzas na comarca de Olot en Girona.

Fig. 13. Cono de cinzasCráter do volcán Sta Margarida

(Girona)