187 ALEJANDRO TOSELLICapitulo 10MagmasIntroduccinCmo surge el concepto de magma? La respuesta surge de la observacin de los aparatos volcnicos actuales y antiguos, de las coladas de lavas y de los depsitos de rocas piroclsticas; comoastambindelaexistenciadelosenormesanoramientoscorrespondientesalos batolitos granticos intrusivos y en todos los casos la respuesta al interrogante es la misma, del magma.El manto y la corteza estn constituidos esencialmente por silicatos en estado slido y losmagmasslopuedensergeneradosporsignicatiasperturbacionesenP,1,X,cuya naturalezaestemadecontroversias,perolasanomalasseconcentranespecialmentealo largodeloslmitesdeplacaslitosfricas.Asimismoelmantosuperiordeperidotitajuega un rol fundamental en la generacin de magmas, ya que es la fuente mundial de los magmas baslticos y alcalinos.El magma se forma como lquido segregado, dejando un residuo cristalino. El fundido tiene una fuerza ascensional por encima de la regin de generacin, por efecto de la densidad. Los cuerpos de magma menos densos son gravitacionalmente inestables con respecto a la roca slida que los rodea y tienden a ascender, controlados por el equilibrio hidrosttico. Otros factores que actan, incluyen: viscosidad, ambiente tectnico, geometra, volumen del cuerpo y la existencia de conductos que condicionan la velocidad de ascenso del magma.Asimismoenelcaminodeascenso,elmagmasufrecambiosenlacomposicin,por diferenciacin, mezcla y contaminacin.De acuerdo a Rittmann (1981) el magma, es una masa total o parcialmente fundida de silicatoscongasesdisueltos,queocurreenodebajodelacortezacristalinadela1ierray que es capaz de intruirse como tal, en suras y erupcionar en la supercie, separandose ella enlavaygasesvolcnicos.Clsicamenteseconsideraalosmagmascomosilicticos,pero los hay tambin de carbonatos ,carbonatitas,, de suluros y de xidos rricos ,olcan Pico Laco).Los magmas son inicialmente subsaturados en voltiles, pero con el ascenso a regiones de baja presin en la corteza y el comienzo de la cristalizacin, se vuelve ms saturado en agua y puede entrar en ebullicin. La exsolucin y subsecuente expansin de los gases en los sistemas magmticos puede causar erupciones volcnicas explosivas.Atemperaturassucientementealtas,cualquiermaterialcristalinoomezclade cristales,fundeparaformarunasolucinlquidahomogneaofundido.Algunossistemas magmticos poco comunes, consistenen dos fundidos separados distintos, este fenmeno es conocido como inmiscibilidad lquida. En los sistemas geolgicos, los fundidos contienen ionesdeO,Si,Al,Ca,H,Na,etc.Bajociertascondiciones,algunosionespuedenresidir predominantemente en una fase separada, que puede ser cristalina o gaseosa y que est en equilibrio con el fundido.Una ase puede ser denida como una parte homognea, mecanicamente separable de un sistema y que est limitado por interfases de las adyacentes. Una fase puede estar en estado gaseoso, lquido o slido.Dependiendodelascondicionesdepresin,temperaturaycomposicinqumica,el magma puede consistir de slo un fundido libre de cristales con gas disuelto; o de un fundido Miscelanea 18: 187-212Llementos basicos de petrologa gnea 1ucuman, 2010 -ISSN 1514 - 4836 - ISSN on-lineISSN 1668 - 3242 MAGMAS 188mscristales,msburbujasdegas.Assloeninstanciasespecialeslostrminosfundido ymagmasonsinnimos;enlamayoradelassituaciones elfundidoesslounaparte del sistema magmtico total.Los fundidos incluyen polmeros tetradricos distorsionados interconectados de Si-O, con otros iones mayores tales como Ca, Mg, Fe y Na, que pueden desarrollar dbil coordinacin con el oxgeno. Los fundidos altos en slice y pobres en agua estn ms polimerizados, lo que los hace mas iscosos, el nujo es mas dicultoso y la nucleacin y crecimiento de los cristales es lento. Los fundidos ricos en voltiles y pobres en slice, se comportan en forma opuesta. Lasrelacionesdenucleacinycrecimientodecristalesseincrementanpordebajodela temperatura de cristalizacin de los minerales, donde alcanzan un mximo y luego decrecen. Eltamaodegranodelasrocasmagmticasserelacionadirectamenteconelnmerode ncleos de cristalizacin que se forman por unidad de volumen, por lo que pocos ncleos permiten grandes cristales y ncleos abundantes producen grano no. La historia trmica de un cuerpo magmtico y las rocas de caja que lo envuelven son factores determinantes en la textura de las rocas y se relacionan directamente con el tamao y forma del cuerpo y con el contenido de voltiles. Un cuerpo convectivo de magma poco viscoso contrasta con aquellos que estn estticos y slo irradian calor a las rocas de caja.Composicin de los magmasLasrocasgneassonusualmentedivididasendosgrandesgruposdeacuerdoa suscontenidosenmineralesclarosyoscuros.Losgranitosporejemplo,sonflsicoso leucocrticos,porqueestnformadoscasienteramentepormineralesclaros(cuarzoy feldespatos), mientras que los gabros, que contienen abundantes minerales ferromagnesianos oscuros,selosdenominamacasomelanocraticasylasrocasquecarecentotalmentede minerales claros, se denominan ultramacas. No hay un lmite neto que separea las rocas macas de las lsicas, el trmino es esencialmente cualitatio. Una medicin mas precisa es elndicedecolor,IC,,elqueessimplementelaproporcinenolumendelosminerales ferromagnesianos.Lasrocasgneas,puedensertantointrusivascomoextrusivas,dependiendodesu proundidad de emplazamiento y elocidad de solidicacin, que permite su diisin en tres grandes grupos:Rocas Plutnicas: que se enran lentamente a proundidades moderadas o grandes en la corteza o en el manto.Rocas hipabisales: emplazadas en niveles someros, en condiciones sub-volcnicas.Rocas olcanicas: las que erupcionan sobre la supercie.Cada roca plutnica tiene un equivalente volcnico, pero a escalas muy diferentes ya que la proporcin de las diferentes composiciones qumicas no es la misma. Las suites plutnicas tienden a tener mayores proporciones en las rocas flsicas; mientras que las suites volcnicas tienden a ser mas macas.Cadacomponenteindividualmantieneunaproporcincaractersticaparacadatipode roca. As la slice es el xido dominante, aunque acompaada por otros componentes menos abundantes y con rangos de variacin ms pequeos. Los xidos presentes en un anlisis convencional son:SiO2: 35 - 5, que permite diidir a los magmas en: acidos: 66,63,189 ALEJANDRO TOSELLI intermedios:66 ,63, - 52 basicos: 52 - 45 ultrabasicos : 45Al2O3: 12 - 18 y raramente el 20, enrocasintermedias. Valores mas bajos son tpicos de rocasvolcnicos ricas en olivino y riolitas peralcalinas.FeO (Fe2O3), MgO, CaO: en conjunto hacen del 20 al 30 de las rocas bajas en SiO2. 1odos decrecen con el aumento de SiO2. Ln las riolitas p.ej. constituyen 5.Na2O: 2,5 - 4 y se incrementa con el aumento de SiO2. Valores mayores al 8 slo se encuentran en rocas alcalinas y con contenido de SiO2 intermedio.K2O: 0.5 a 5 y se incrementa con el contenido de SiO2. Valores mayores al 6 slo se encuentran enrocas per-alcalinas y con contenido de SiO2 intermedio.Coneladvenimientodenuevosmtodosdeanlisisqumicosmuysensibles,seha obtenido informacin de los elementos trazas y tierras raras, que se expresan en ppm (partes por milln o gramos por tonelada), o an en ppb (partes por billn) de los que se derivan relaciones petrogenticamente signicatias como: K,Rb, K,Ba, Rb,Sr, Nb,1a, 1h,U, Cd,Zn, Rb,Zr, etc.Propiedades fsicas de los magmasLos datos de la composicin qumica y mineralgica de las rocas gneas, contrasta con lapobrezadeinformacinsobrelaspropiedadesdeloslquidosdesdeloscualesellas cristalizan.Estoesunserioproblemaparalasinterpretacionespetrolgicasylosestudios recientes se dedican a resolver los aspectos fsicos de la evolucin de los magmas y a ampliar lasobservacionessobrelaserupcionesvolcnicas,combinndolasconmedicionesde laboratorio y con estudios tericos.TemperaturasLl magma es material rocoso undido y mil. Las mediciones de nujos de laa actios junto con la evaluacin de los geotermmetros minerales en las rocas magmticas, indican las temperaturas a las que un magma alcanza la supercie de la 1ierra, que estan en el rango entre 1200C a 00C, con los alores mas altos para las rocas basicas y los menores para lassilcicas.Lasdensidadesdeloscuerposmagmaticosestanentre2,2y3,0g,cm3yson generalmente algo ms bajos que los valores de las rocas slidas de la corteza.Medir la temperatura de una laa incandescente que nuye puede ser hecha desde cierta distanciaconunpirmetroptico.Casitodaslaslavascontienencristalessuspendidosen cantidad ariable, tal que la temperatura de una laa que nuye no corresponde generalmente a la temperatura de su liquidus ,aquella temperatura sobre la cual no hay ase slida estable,. Por otra parte, es muy improbable que las laas nuyan a temperaturas por debajo del solidus ,que es la temperatura por debajo de la cual todo el lquido tiende a cristalizar). As estimaciones de laboratorio de temperaturas de liquidus y solidus de lavas (sin sus componentes voltiles) proeenlmitesmaximosymnimosdeexistenciadelquidossilicaticos.Paralaasque erupcionanconpocoscristalessuspendidos,latemperaturadellquiduspuedeestar aproximadamentealatemperaturadeerupcin.Laausenciadefenocristales,sugiereque MAGMAS 190lalavaestsobrecalentadaporencimadelatemperaturadellquidus,loqueesraroenel momento de la erupcin. Un ejemplo de esta situacin es la obsidiana peralcalina del volcn Chabi de Etiopa.Tabla 10-1. Ejemplos de temperaturas medidas.Las laas acidas de alta iscosidad nuyen lentamente y las erupciones estan acompanadas frecuentemente por grandes cantidades de escoria tal que pocas medidas de sus temperaturas se han hecho en el campo. Es tambin difcil determinar la temperatura del liquidus o del solidus de una laa acida en el laboratorio a causa de su alta iscosidad. Por lo tanto debemos recurrir a mtodos indirectos usando geotermmetros minerales, que slo se pueden utilizar en la determinacin de la temperatura del liquidus. Para las laas acidas muy iscosas se mide la temperatura del liquidus, fundiendo las soluciones slidas de fenocristales de magnetita-ilmenita,ellquidoqueseobtiene,tieneunatemperaturasimilarallquidodelalavayla temperatura de extrusin puede ser similar a la lava.Fig. 10-1. Esquema idealizado de evolucin de un magma, en un campo de presin y temperatura, desde el campo totalmente lquido a alta temperatura. Ll campo de coexistencia de cristales y lquido y nalmente el campo en que el magma est totalmente cristalizado.Unagrancantidaddedatosdetemperaturaparalosmagmasbsicosdelosvolcanes KilaueayMaunaLoa,hasidoresumidaporMcDonald,1963,estableciendoqueestos magmasbasalticoserupcionanentre1050y1200Cyancontinannuyendopordebajo de los 800C.Llrangodetemperaturasextremasmedidasdelosmagmasoscilaentre1200y800 C. Los valores superiores corresponden a los magmas bsicos, mientras que los ms bajos corresponden a lavas ricas en slice, parcialmente cristalizadas y que marcaran las condiciones lmites para las cuales un magma puede nuir. Los magmas que contienen mas del 40 - 50 191 ALEJANDRO TOSELLIde cristales son demasiado iscosos y raramente erupcionan sobre la supercie. Ll hecho que las bajas temperaturas son observadas en lavas fuertemente diferenciadas de composiciones flsicasylaserupcionesdealtatemperaturaestnrestringidasalosbasaltos,implicaque pocosmagmastienenunrangosucientementeampliodecristalizacinparapermanecer mviles a temperaturas por debajo al comienzo de la cristalizacin.Muy pocas lavas estn a mayor temperatura a la que los primeros minerales comienzan acristalizar.Paralosbasaltos,porejemplo,raramentesehanobseradotemperaturas superioresa1200Cyanenestoscasosnomuestransobrecalentamiento.Lstodiceque el enfriamiento tiene lugar en un pequeo intervalo de temperaturas antes que los cristales comiencen a nuclearse y crecer. Lsta es una obseracin signicatia, porque nos inorma sobre la manera que los magmas alcanzan la supercie.Considerando que la temperatura de la corteza aumenta con la profundidad a razn de 30C,kmdeproundidad,parecequealasproundidadesdondelosmagmassegeneran ,~50km,,lastemperaturasdeusindebenserporlomenos150Cmasaltasquelas extrapoladas desde la supercie. Ll hecho que las laas que erupcionan estan muy prximas a sus temperaturas de cristalizacin a presin atmosfrica, indica que deben haber perdido calor en su ascenso a la supercie y que stas son menores que las que tuo el magma en profundidad.Muchaserupcionesderiolitasnomuestransobrecalentamientoylastemperaturasde nujos de obsidiana, habran estado entre 1-2 por encima de la temperatura de cristalizacin.Una de las propiedades trmicas distintivas de los magmas y de las rocas gneas, es el gran contraste entre su capacidad calrica y el calor de fusin o de cristalizacin. La Capacidad Calrica ,Cp, esta denida por la relacin:Cp ~ I, 1Donde I es la cantidad de calor que debe ser agregado o remoido, para aumentar o bajar un grado centgrado a un gramo de sustancia. Ll trmino calor especco se reere a la capacidad calrica de una sustancia en relacin al agua, bajo las mismas condiciones. El Calor de lusin, Il, es el calor que debe ser agregado o remoido de un gramo de undido o de cristalizado, a la temperatura a la cual coexisten el lquido y el slido. Para la mayora de las rocas, Cp es de aproximadamente 0,3 cal . g-1 . grado-1, donde los alores tpicos para Il son de alrededor de 65 a 100cal g-1. Naturaleza fsico-qumica de los lquidos silicticosDistintasevidenciasmuestranqueloslquidossilicticosnosonsimplessoluciones inicas, sino que tienen cierto grado de ordenamiento que se aproxima al de los minerales. Laspequeasdiferenciasdelasdensidadesydelosndicesderefraccinentrelasrocas cristalinasysusidrios,indicanqueelordenamientoestructuraldesusatomosnodiere mayormente entre los dos estados. Por otra parte la pequena cantidad de calor inolucrada enelcambiodesdeunslidocristalinoalestadolquidoespequeo,comparadoconel devaporizacineindicanquelaestructuracristalinasufrepocoscambiosenelpasode slido a lquido. La diferencia fundamental entre la estructura lquida y la cristalina se expresa principalmente por la unin entre los tomos. Los tomos en los fundidos silicticos estn unidos por fuerzas similares a las que existen entre los tomos de los cristales, pero enmenor escala ,lig. 10-2,. La naturaleza del in silicio es el principal responsable de las propiedades de los magmas, MAGMAS 192en razn de su alta carga ,-4, y su pequeno radio ,0,39 A, y su nmero de coordinacin con el oxgeno ,4,, sus uniones con el oxgeno son mucho mas uertes que las de otros cationes comunes.Elaluminio,aunquenoesttanfuertementeligadoaloxgenocomoelSi,no obstante es ms fuerte que el Ca, Mg y Na y en algunos aspectos tanto el Si como el Al juegan roles similares en los lquidos y en los cristales slidos.Los fundidos de slice pura, desarrollan tetraedros, que enlazan tridimensionalmente a los tomos de oxgeno, la mayora de los cuales comparten dos o ms tetraedros. Otros cationes pueden entrar en el fundido en cantidades limitadas, como iones independientes, que ocupan espacios entre los tetraedros que por otra parte modican la estructura basica.En este sentido, Si y Al se consideran como los elementos que forman la estructura. \losmodicadoresdelaestructura`,sonlosionesqueocupanlosespaciosdentrode la estructura bsica y son, Mg, Ca, Fe, Na y la mayora de los metales. Estos componentes pueden acomodarse en cantidades de hasta aproximadamente el 20 de los cationes, antes quelaestructurabsicacomiencearomperseenunidadesgeomtricasmspequeas.La estructura tetradrica bsica, en la cual el Si est unido a los tomos de oxgeno en relacin 1 a 2, es reducida a unidades con relacin Si,O mas pequenas y donde otros cationes toman el lugar del Si compartiendo los atomos de oxgeno. Cuando mas del 66 de los cationes modica su estructura, el lquido toma la orma de orto-silicatos en los cuales cada atomo de Si forma tetraedros separados.Fig. 10-2. Diferencias de la estructura cristalina entre el estado cristalino y el de un vidrio.ViscosidadLa iscosidad es la resistencia que tienen los cuerpos nuidos a nuir, en los magmas naturales y en los fundidos silicticos depende fundamentalmente de la temperatura y composicin, teniendo muy poca innuencia la presin, ya que los lquidos no son compresibles.La ecuacin que controla la viscosidad es: ~ Donde es el esuerzo tangencial, es la elocidad a la cual se deorma o nuye el material yeselcoecientedeproporcionalidad,denominadoiscosidadyqueescaracterstica para cada nuido. La iscosidad representa el esuerzo necesario para producir una cantidad denida de deormacin por unidad de tiempo. Cuanto mas iscoso es el material, mayor es el esfuerzo necesario para producir mayor cantidad de deformacin en el mismo tiempo. La nuidez , es la inersa de la iscosidad ,,. La iscosidad es denida por la relacin entre el esuerzo aplicado a una capa de espesor z y la deformacin permanente que esta sufre en una direccin x paralela a la direccin del esuerzo y es expresado por la relacin general: ~ 0 - ,du,dz,n193 ALEJANDRO TOSELLITabla 10-2. Valores de iscosidad de algunos materiales.Tabla 10-3. Ejemplos de valores de viscosidad obtenidos en laboratorio.Donde es el total del esuerzo aplicado paralelamente a la direccin de la deormacin, 0 es el esuerzo requerido para iniciar el nujo y du,dz es el gradiente de elocidad, dx,dt, sobreunadistanciaznormalaladireccindelacizalla,x.Elexponententieneunvalor 1,0omenosydependedelnuidoydelgradientedeelocidadproducidoporelesuerzo deformante. Las tasas de deormacin lentas, en que los agregados policristalinos ceden y nuyen, ante esuerzos mnimos, estan entre 10-12.s-1 y 10-18.s-1, siendo comunes en la corteza inferior y manto.Lasdimensionesdelaiscosidadestandadasporlasrelacionesesuerzo,deformacin. En el Sistema c.g.s. la unidad es el poise = 1 dina.s.cm-2; mientras que en el Sistema Internacional, la unidad es el Pascal.s ~ 1 newton.s.m-2`. La equialencia entre Pascal segundo y poise, es de 1 Pa. s ~ 10 poises`.Losmagmasbsicosyloscidosconaltoscontenidosenvoltilestienenviscosidades ms bajas que los magmas cidos, con bajo contenido en voltiles. La viscosidad depende del grado de polimerizacin, que a su vez es funcin de la proporcin de slice. Experimentos realizadossobreundidosbasalticos,muestranqueSi,AlyK,contribuyenaaumentarla iscosidad, mientras que Na, Ca, le y Mg, la hacen disminuir ,Murase 1962,. As las laas basalticas de Iawai son relatiamente nuidas, habindose medido elocidades de hasta 400 m,h, con 2 de pendiente.Datos de: Murase y McBirney ,193, de undidos a 1200 C. Mcdonald ,192, para laas en erupcin. Shaw ,1963, para granitos. Ll coeciente de iscosidad del agua a 20 C es de 0,01004 g,cm.s. MAGMAS 194Laiscosidadnoeslanicapropiedadquedeterminaelnujodelosmagmas.Los magmas silicaticos, no se comportan como lquidos ideales, durante elnujo. Ln un nuido Newtoniano ideal, la relacin de deormacin es proporcional al esuerzo aplicado, pero en unnuidoBingham,ladeormacinnotomalugarhastaqueelesuerzoaplicadoalcanza unvalorcrtico.LosmagmaslquidostienenuncomportamientomsdetipoBingham, quedetipoNewtoniano.Lllostienenuncampodedeormacinnitoelcualdebeser excedido antes que se muevan. Los lquidos pseuplsticos, son aquellos con partculas slidas en suspensin y no guardan una relacin linear entre esfuerzo y deformacin.Fig. 10-3. Diversos tipos de viscosidades.ParalosllamadosnuidosNewtonianos,lig.10-3,,nes1,0y0escero;peromuchos nuidospseudos-plasticosylquidosconpartculasslidassuspendidastienenunarelacin nolineardelarelacinesuerzo-deormacin,curapseudo-plasticadelagura10-3, para los cuales el alor de n es menor que 1,0. Otras sustancias, como materiales altamente polimerizados, tienen un campo nito de deormacin que debe ser superado antes que se alcance la deormacin permanente ,er gura, cura Bingham,. A esuerzos por debajo de 0 ellos tienen un comportamiento elstico, pero para esfuerzos mayores, ellos se comportan como viscoso-elsticos.Las ecuaciones de laviscosidad muestranque laviscosidad efectivase incrementa con elcontenidodecristalesycuandoestosseaproximanal50,laiscosidadeectiase aproxima a innito. La iscosidad junto a la densidad, son probablemente las propiedades ms importantes que afectan el comportamiento fsico y controlan la diferenciacin qumica de los magmas. Efectos del enfriamiento en la cristalizacinConsideremos primero un magma que se enfra y cristaliza sin cambios en la composicin global. Con su solidicacin, l pasa gradualmente a tras de una sucesin de estadios en loscualesladensidad,viscosidadytensionesinternas,seincrementanconeldescensode latemperatura.Aaltastemperaturas,dondeloscristalessonescasos,elmagmapuedeser permanentemente deormado por nujo acuoso, an bajo esuerzos dbiles. Ln este estadio se aproxima a un nuido Newtoniano, pero con el descenso de la temperatura, se incrementa 195 ALEJANDRO TOSELLIla proporcin de cristales y la viscosidad se incrementa abruptamente. Cuando los cristales constituyenhastalamitaddelolumen,elmagmapuedetodaaserdeormadopornujo viscoso, pero los esfuerzos requeridos para producir deformacin son muy altos y el campo elastico debe ser superado para producir una deormacin permanente ,nuido Bingham,.Cuando la proporcin de cristales se vuelve an mayor y alcanza el contacto entre granos, lapartefundida,secomportacomounslidofrgil,cuandoestsometidaaesfuerzosde corta duracin; pero para esfuerzos de mayor duracin, la roca se comporta como un slido elstico.Los diferentes tipos de rocas gneas tienen diferentes comportamientos con respecto a la viscosidad y densidad.Enlosmagmascalco-alcalinos,coneldescensodetemperaturaaumentaelcontenido en slice, lo que aumenta la viscosidad en todo el rango de rocas, desde basaltos a riolitas. El eecto es an mayor con la presencia de enocristales. Por su parte la densidad declina en toda la serie, por decrecimiento de hierro aumento de slice.Los magmas toleticos muestran poco aumento de la viscosidad, hasta la aparicin de las riolitas.Lleectodelincrementodelhierro,comomodicadordelasestructurasyconel descenso de la temperatura, la viscosidad permanece casi constante en los estadios tempranos y medios, por el contenido de hierro y desciende en los estadios tardos cuando se incrementa abruptamente el contenido de slice y lcalis.En los magmas alcalinos se observa un tipo intermedio de variacin, en los que los lcalis jueganunuerterolcomomodicadoresdelaestructura,especialmenteenloslquidos muy pobres en slice. La densidad aumenta progresivamente con la concentracin de slice y lcalis.Fig.10-4.Diquesbsicosconbajaviscosidad,cortandogranitoconaltaviscosidad,mostrandosoloreaccin limitada entre ambas rocas, evidenciado por los fundidos de cuarzo que los acompaan.MAGMAS 196DensidadLa densidad, junto a la viscosidad, es probablemente la propiedad ms importante que afecta el comportamiento fsico y la diferenciacin qumica de los magmas. Las densidades de la mayora de los magmas estan en el rango entre 2,2 y 3,1 g cm-3 y varan con la temperatura, presin y composicin.El efecto de la composicin sobre la densidad, es ms importante que la temperatura y la presin. Ln una serie de magmas dierenciados ,lig. 10-5,, la densidad puede incrementarse o disminuir, dependiendo si hay un enriquecimiento o no en el lquido de Fe, como es el caso de la evolucin de un magma de composicin basltica a rioltica.Se debe distinguir entre la densidad de un magma, compuesto de fases slidas junto con un lquido y un gas y la densidad de un lquido que tiene una composicin idntica a la del magma (obtenido por fusin). La mayora de los datos de densidad han sido obtenidos, sobre lquidossilicticosencimadesutemperaturadecristalizacin,osobrelquidossilicticos enriados a idrio.Valores de densidad medidos a temperatura ambiente de idrios anhidros naturales tienen alores de 2,4g,cm3 paralos acidos, a 2,9 g,cm3 para los bsicos.La mayora de los cristales que cristalizan tempranamente, especialmente oliino ,3,2, y piroxenas ,2,8 a 3,,, son notablemente mas densos, que los undidos silicaticos de los cuales se separan. Esto permite que los cristales adquieran tamao y forma, al mismo tiempo que tienden a hundirse por gravedad. Esta acumulacin por gravedad es aceptada generalmente como la que produce el bandeado de las intrusiones basicas. Por otra parte el contraste de densidadquetienelaplagioclasa,2,g,cm3)hacequesehundamuchomslentamente. La leucita, 2,4 g,cm3 y posiblemente otros feldespatoides, seran los nicos minerales que notaran.Segn 1urner, ,1961, la densidad del granito es de 2,62 a 2,6 y la del gabro de 2, a 3,3. 2,5 g,cm3 :analcima, sodalita, leucita.2,5 - 3,0 g,cm3 : cuarzo, feldespatos, nefelina, moscovita. 3,0 g,cm3 : minerales ferromagnesianos, xidos de Fe, apatito, circn.3,0 a 3,5:hornblenda Fig. 10-5. A: viscosidades de distintos tipos de volcanitas. B: contraste entre viscosidad y densidad en distintos tipos de basaltos.197 ALEJANDRO TOSELLILa densidad vara segn se trata de magma, lava, minerales y rocas (obsidiana y taquilita) ytieneunaestrecharelacinconascenso,emplazamientoyeldesarrollodeestructuras internasdeloscuerposgneos.Generalmenteelmagmatieneunadensidadmenorquela roca de caja, por lo cual genera esfuerzos diferenciales que activan su ascenso en la litsfera.Tiempo requerido para la cristalizacinLa velocidad de enfriamiento de un cuerpo intrusivo, no solo depende de la profundidad de emplazamiento, sino del tamao y forma del cuerpo, contenido de agua y del gradiente de temperatura.Partiendodelaconductiidaddecalordelasrocas,laelocidaddeenriamientoes proporcionalalcuadradodelespesordeunalminaoalradiodeuncuerpocilndricode magma.JAEGER (1968) EXPUSO VARIOS MODELOS:1, Una lamina intrusia de 200 m de espesor de magma basaltico, inyectada a 1050 C, en una roca de caja ra 25-50 C, cristaliza completamente a 850 C en 00 anos.2, Una lamina similar de 00 m de espesor, tardara 9000 anos.3, Una lamina ertical de magma grantico de 2000 m deespesor, inyectada a 800 C, en roca de campo caliente a 100 C, cristaliza en el centro a 600 C, despus de 64.000 anos.Larsen ,1948, calcul que el batolito del sur de Caliornia, cristaliz a 6 km de proundidad en aproximadamente 1.000.000 anos.Los modelos de enriamiento de Loering, Jaeger y Iori ,in 1urner 1968,, sugieren:-Lastemperaturasenloscontactosconlosplutonesgranticossonde500a550C, mientras quetemperaturas de 650 a 00C solo se dan en los contactos con plutones basicos, bajo una cubierta espesa ,en general los contactos no sobrepasan el 50 de la temperatura del intrusivo).- Los xenolitos de la roca de caja, sumergidos en el magma, pueden alcanzar temperaturas que se aproximan a las del magma al tiempo de su intrusin.Unadiferenciaimportanteentremagmasqueseenfranenprofundidadocercadela supercie, depende del comportamiento de los olatiles, principalmente agua. La solubilidad del agua en fundidos silicticos crece con el aumento de presin. Los magmas que alcanzan la supercie, pierden gran parte de sus olatiles: I2O, Cl, F, B, etc. La prdida de voltiles tiene el efecto, de elevar la temperatura de cristalizacin de la fase fundida silicatada, acelerando lamismatantocomosifueraporenfriamientorpido.Mientrasqueelmantenimientode los voltiles, an en pequea cantidad, baja el punto de cristalizacin y por lo tanto alarga el tiempo de cristalizacin.Ascenso del magma a travs del manto y la cortezaLa densidad y la viscosidad tambin afectan la manera por la cual los magmas ascienden desde su fuente y pasan a travs de la litsfera. Los mecanismos de intrusin de un magma particular,dependeprincipalmentedesuspropiedadesfsicasydelasrocasqueatraviesa. A niveles profundos, donde las rocas se pueden deformar plsticamente, muchos magmas MAGMAS 198ascienden como diapiros. La velocidad de ascenso de estas plumas boyantes es establecida por la Ley de Stokes:U ~ gr2,31 ,2 - 1,2 - 3,21, ,10-1,Ln la que, U es un cuerpo esrico con su radio, R, el contraste de densidad es , 1 iscosidaddelcuerpo,y2eslaiscosidaddelmaterialatrasdelcualsemuee.As, los ascensos ms rpidos de magma deberan ser aquellos de gran tamao, baja densidad y alto contraste de densidad con las rocas que atraviesa. Notarque los dos casos limitantes, sedaparaloscuerposquetienenunaiscosidad,1,decerooinnito,enqueelactor numrico en la ecuacin ,10-1, cambia desde 1,3 a 2,9, y as la iscosidad del cuerpo tiene menos efecto sobre su velocidad de ascenso, que la viscosidad del material a travs del cual el intrusivo asciende.Enalgunoscasos,sehandetectadohipocentrosdeterremotosenelmanto,desdelos cuales los magmas ascienden a elocidades entre 500 y 2000 m por da hasta erupcionar. Lsto ha sido interpretado como, que el ascenso de una pluma de magma, fractura y desplaza las rocas a travs de las cuales asciende.La razn por la que cuerpos densos pequeos suben ms lentamente que los grandes, se debe a que pierden calor ms rpidamente, por lo que tienen pocas posibilidades de alcanzar la supercie y tienden a equilibrarse mas eectiamente con las rocas a tras de las cuales circulan. Lsto probablemente tiene uerte innuencia en los tipos de rocas que obseramos en la corteza. Las lavas densas provenientes del manto solo raramente pueden ser observadas en supercie. Lsto hace pensar que la litsera liiana y ra, constituye una barrera que ltra los magmas, que son ms densos que la corteza y que se vuelven demasiado viscosos para poderascenderatravsdecanalesestrechos,yaquetienenpococalorparasobreviviral enfriamiento de los niveles someros.Ln los nieles altos de la litsera ragil, los magmas suben por nujo a tras de racturas y por stoping, que es el mecanismo por el cual el magma asciende generando espacio por fracturamientodeltechodelacmaramagmtica.Losbloquesliberadossehundenenel magma y pueden ser asimilados o incorporados al magma. Esto marca la importancia que tienen la temperatura y la composicin, en la evolucin de los magmas en la corteza.Llnujoatrasderacturasestaraconnadoalospocoskilmetrossuperioresde lacorteza,dondelasrocaspuedensoportarcanalesconparedesrgidas.Elpromediode elocidad del nujo U, ara con el gradiente de presin dP,dz, y con el ancho de la ractura \, o el radio R, del conducto cilndrico, e inersamente con la iscosidad del magma 1, de acuerdo a las relaciones:U = R2,12 ,dP,dz,,10-2 A,U = W2,8 ,dP,dz,,10-2 B,La razn por la que los magmas pasan a travs de fracturas estrechas en rocas fras sin enfriarse drsticamente, se debe a un balance entre la velocidad de ascenso y la perdida de calor, que determina cuan rpido puede ascender un magma.Ll mecanismo mas eciente de racturamiento de rocas ragiles es por propagacin de suras planares, en razn de la gran supercie del plano, resulta en una gran presin hidraulica querompelaroca.Unaezqueelmagmacomienzaanuirporuncanalplano,tiendea cambiar la forma de planar a cilndrico, que es tanto termal como mecnicamente la forma mas eciente para que un nuido nuya, en razn de su baja supercie en relacin al olumen, lo que reduce la perdida de calor y la friccin. De esta manera el magma puede permanecer mas tiempo caliente y nuir mas rapidamente en la parte mas ancha de la sura, lo que con eltiempoerosionalasparedesydesarrollaconductoscilndricos.Enplanosdelgados,el 199 ALEJANDRO TOSELLInujopierdeecienciaycalor,conloquesemueemaslentamenteyeentualmentese congela. Por esta razn, los conductos someros tienden a constituir chimeneas olcanicas, que permiten el nujo continuo de magma.Dependiendo de las propiedades del magma y del ancho del canal, el nujo puede ser tanto laminar como turbulento. Ln el nujo laminar la corriente del nuido es suae y casi paralela, como se desarrolla por ejemplo en los glaciares. Ll nujo turbulento esta caracterizado por torbellinos, como los que producen los ros durante las inundaciones. Para la mayora de los nuidos,latransicinaturbulentoocurrecuandoelnmerono-dimensionaldeReynolds, alcanza el alor crtico de 2000.Re ~ UL, ,10-3,Ln esta expresin, es la densidad, U es la elocidad, L es una dimensin caracterstica, y es la iscosidad. Ll nmero de Reynolds es una medida de la inercia a las uerzas riccionales o de iscosidad en un nuido en moimiento. Ln el nujo laminar, la iscosidad domina y en el nujo turbulento la iscosidad es menos importante que las uerzas de inercia.La importancia petrolgica de esta distincin esta que en el nujo turbulento, una mezcla ntimapuedetenerlugarentremagmasdediferentecomposicinylosprocesosque inolucran transerencia de calor y masa, son mas ecientes. Ln el nujo laminar, la mayora de estos procesos son lentos, porque dependen ms de la difusin.Transferencia de masa y energa por difusinCasi todos los procesos de las rocas gneas involucran la transferencia de masa o energa paraalcanzarunestadodeequilibrioenlosnivelesmsbajosdeenerga.Cuandolalava es eyectada desde el crter de un volcn y desciende, pierde energa potencial y calienta su entorno. Ambas formas de energa son transferidas en virtud de una diferencia o gradiente de energa, en un caso de altitud y en otro de temperatura y el sentido de la transferencia es siempre desde un nivel de alta energa, a uno de baja energa. Esto es lo que dice la segunda ley de la termodinamica`, la cual establece siempre que el nujo de calor a desde un cuerpo caliente hacia uno fro, o en sentido ms general, que la energa es siempre transferida desde un nivel alto hacia un nivel mas bajo. En los procesos magmticos esto controla los principios que gobiernan la transferencia de calor y masa en los diferentes tipos de rocas gneas.Ln los nujos de laa descendentes, tres tipos de procesos tienen lugar simultaneamente -transferenciadecalor,demasaydemomento-ylasleyesquegobiernanlasrelacionesentre estos procesos, tienen formas casi idnticas. As como la relacin de prdida de calor est relacionadaalcambiodeenergainterna,larelacindedifusinqumicaentrecristalesy lquidoserelacionaconelcambiodeconcentracindeloscomponentesqumicosyla aceleracindelavelocidadestrelacionadaalatransferenciadelmomentodentrodeun nuido iscoso. Para la mayora de los propsitos geolgicos, se inestigan los cambios que tienen lugar con el tiempo, como por ejemplo cuando un magma se intruye en rocas fras, o bloques de roca de caja que son incorporados dentro de plutones y que se equilibran qumica y trmicamente con el magma. La gura 10-6, muestra como la distribucin de temperatura alrededor de un dique cambia con el tiempo, con la transferencia de calor desde el dique hacia las paredes.Ladistanciaquelosefectosdeladifusinseextiendendesdeellmite,esfuncin deltiempoydeladifusividadyesindependientedelamagnitudinicialdelcontrastede temperaturas. MAGMAS 200ConveccinLadifusinqumicaytrmicajueganimportantesrolesenlosprocesosmagmticos, comoeslaconveccin.Aunquelaconveccinnohasidoobservadadirectamenteenlas cmaras magmticas naturales, distintas evidencias indican que la misma debe ser un proceso mayor que afecta a los magmas durante el enfriamiento, cristalizacin y diferenciacin.Losmrgenesdeunintrusivocedencalorasusparedes,constituyendogradientesde difusin trmica, composicin y velocidad, desarrollando una capa lmite, entre las paredes de rocas y los nuidos de la intrusin. Dentro de esta capa lmite, los gradientes trmicos y composicionalesresultandelatransferenciadecalor,deloscomponentesqumicosydel momento. Con la prdida de calor hacia las paredes se produce un gradiente trmico dentro del magma e intercambio qumico entre el magma y las paredes, que producen gradientes de composicin. La capa lmite trmica tiende a ser ms ancha que la capa lmite composicional, porqueladifusintrmicaes mayorque ladifusinqumica. Lacapalmite delmomento resulta de la velocidad impartida al magma por los cambios de densidad en las capas trmica ycomposicional.Laenergagravitacionalqueactaenestasdoszonasenmovimiento estransferidaporlaviscosidaddelmagmaenlaformademomentohaciaelinteriordel cuerpo. La razn por la que el momento es transferido ms rpidamente, que el calor o los componentes qumicos, se debe a que la capa lmite del momento tiende a ser la ms ancha de las tres capas. Bajo condiciones de nujo turbulento, la mezcla mecanica y la alta de diusin, controlan las relaciones de transferencia de calor y de los componentes qumicos, por lo que los anchos de las capas lmites composicionales y de momento, son casi iguales.Laspropiasuerzasdenotacinenlosmargenesdecualquiercuerpomagmaticocon Fig. 10-6. Esquema mostrando la difusin de calor desde un dique hacia la roca de caja, que aumenta la zona de calentamiento con el tiempo.201 ALEJANDRO TOSELLIgradientes horizontales de temperatura tienden a transmitirse a la capa lmite descendente, dependiendo del signo o de los cambios inducidos por el enfriamiento. La magnitud de esta fuerza se relaciona con el nmero de Grashof, que es no-dimensional, que expresa la relacin trmica que induce la notacin a un lquido iscoso.Gr ~ g1L3, 2,10-4,En la cual L es una dimensin caracterstica, normalmente el espesor vertical del cuerpo y es la iscosidad cinematica ,,,. Ll trmino incluye el eecto del cambio de composicin y su valor puede ser tanto positivo como negativo.Uncuerpoqueseenfradesdeeltopetienemayorgradientedetemperaturavertical quehorizontalypuededesarrollarcorrientesconvectivas,silafuerzadearrastre,como expresa Gr, es sucientemente grande para superar la resistencia de la iscosidad del magma ylarelacinalacualelcontrastedetemperaturaesreducidopordifusindelcaloren los alrededores. Ll nmero de Prandtl, Pr, expresa esta ltima propiedad con las relaciones dimensionales de la iscosidad ,V, cinematica a la diusiidad trmica ,k,,Pr ~ V,k,10-5,Aselcriteriodedeterminarsielmagmaconungradienteverticaldetemperatura conveccionar o no es el producto de estos dos parmetros, sino del Nmero de Grashof, el Nmero de Prandtl y ademas del Nmero de Rayleigh, que es no-dimensional,Ra ~ g1L3,k,10-6, Laformadeconveccindependedeltamao,formayotraspropiedadesfsicasdel cuerpo magmtico que pueden controlar tanto los efectos trmicos como composicionales, sobre la densidad, y que pueden tomar una variedad de formas.Conveccintrmica:Eslaformamssimpleyproducesimplementeceldastipo Bernard`,talcomolaesquematizadaenlalig.10-.Lsteesprobablementeelrgimen dominante,ormandonujoslaminaresinmediatamentedespusdesuemplazamiento.La conveccinpuedesertantolaminarcomoturbulento,dependiendodeltamao,formay propiedadesfsicasdelmagma.Ellatiendeaserturbulentaengrandescuerposglobulares demagmayse volveralaminarenintrusiones msestrechasyaplanadasdemagmasms viscosos. Fig. 10-7. Esquema convectivo, de celdas tipo Bernard, que se desarrollan en una cmara magmtica.MAGMAS 202Si el enfriamiento y cristalizacin se produce desde el techo, paredes y piso de la cmara magmtica, la diferencia de temperatura entre el tope y la base puede ser tan pequeo que secomportacomounaunidad,lacapadeenfriamientopuededescenderhastalabasey permanecer,ormandouncuerpotermalmenteestraticado,comoenunahabitacinen que el aire caliente asciende al techo y el aire fro se acumula sobre el piso. El cuerpo no se estabilizar, mientras la capa de borde se enfre ms que el interior del intrusivo y el lquido descendente circular paralelamente a las paredes. Las intrusiones someras pierden ms calor desde el techo, que desde sus paredes y piso. Esta diferencia se debe a la rpida transferencia decalorporaguassubterrneassomerasqueactanformandounsistemadecirculacin hidrotermal sobre el techo. Diferenciacion magmaticaLos procesos de diferenciacin magmtica, o procesos de fraccionamiento, pueden ser denidos como la ormacin de distintas rocas desde un magma madre inicial homogneo. Los procesos, fsicos y qumicos, que causan esta diversidad de rocas, responden a procesos de diferenciacin que causan variaciones en la composiciones qumicas.Lasrocasoriginalmenteslidassujetasafusinparcial,producenlquidoscuya composicinvaraconelaumentodelvolumendefundido.Losfundidosextradosen estadiostempranosdefusin,sonricosencomponentesdebajatemperatura,mientras quelosproductosdefusinmsavanzada,producenlquidosconmayorproporcinde componentesmasreractarios.1yrrel,1960,deniladierenciacinmagmaticacomo todos los procesosmediante los cuales un magma madre homogneo (primario) se separa en fracciones distintas, que forman rocas diferentes.&ODVLFDFLyQ GH ORV SURFHVRV GH GLIHUHQFLDFLyQEnlamayoradelascircunstanciasnaturaleslosmaterialesqueconstituyenlasrocas gneas pueden existir como slidos, lquidos o vapor. En circunstancias, donde los procesos inolucrannuidossupercrticos,quepuedencontenergrancantidaddematerialdisuelto, desaparece la distincin entre lquido y vapor.As es posible distinguir, distintos estados en los sistemas geolgicos:-----------------------------------------------------------------------------------------Lstado de la materia en el sistema 1ipo de proceso geolgicoSlo lquido gneoLquido + vapor gneoSlido + lquido gneoSlido + lquido + vaporgneoSlo vapor volcanolgicoSlido + vapor metasomticoSlo slido metamrco------------------------------------------------------------------------------------------203 ALEJANDRO TOSELLISistemas que involucran slo lquidosNohaycuerposmagmticosqueseancompletamenteindependientesdelasrocasde caja que los contienen, pero es razonable suponer que la innuencia de la roca de caja puede serminimizadaenlaspartescentralesdeloscuerposdemagma,queasuvezpuedenser considerados como sistemas totalmente lquidos. Si no hay material slido presente, puede ser debido a que ste estuvo presente y fue removido mecnicamente, o porque la temperatura del lquido es demasiado alta para que algn slido est en equilibrio.En este caso, los mecanismos que pueden producir diferenciacin magmtica son:a)Enunmagmalquidosepuededesarrollarungradientedecomposicinpor hundimiento de iones o molculas ms pesadas, por accin de la gravedad, con elevacin de los ms livianos.b)Elmagmalquidohomogneopuedealenfriarsesepararseenfraccioneslquidas inmiscibles-comoaceiteyagua.Lostiposdesistemasmagmticosconocidostienen composiciones para los que lquidos inmiscibles pueden separarse en condiciones geolgicas razonables son: 1, Lquidos sulurosos pueden separarse desde magmas silicaticos macos, an con bajas concentraciones de sulfuros. 2) Magmas alcalinos ricos en anhdrido carbnico, pueden separarse en dos fracciones inmiscibles, una rica en lcalis y SiO2 y otra rica en CO3--. 3, Un magma toletico rico en le, puede ormar dos lquidos separados, uno lsico rico en SiO2 y uno maco rico en hierro.c)Sepuedendesarrollargradientesdecomposicindentrodelmagmalquidopor innuenciadelaguadisuelta.Llaguasediundeydistribuyeenormaquesupotencial qumicoseaelmismoentodalacmaramagmticayseconcentraenregionesdemenor presin y temperatura.d)Ladifusinpuedeproducirsepormigracindiferencialenrespuestaagradientes trmicosodepresinyestopuedeproducirvariacinenloslquidosmagmticos.Esta migracindiferencialtambinpodraproducirseporreaccinconlarocadecajadelas paredes.Sistemas que involucran slido + lquidoCuando un magma solidica, lo hace en un rango de temperatura, y la temperatura a la cual la cristalizacin comienza es llamada temperatura del liquidus y la temperatura ms baja, a la que la cristalizacin es completa, se denomina temperatura del solidus. Algunos magmas existen a temperaturas, entre solidus y liquidus, constituyendo una mezcla slido-lquido, con los cristales suspendidos en el lquido. Los procesos de fraccionamiento que involucran slidos y lquidos son de importancia extrema porque ellos son capaces de producir importantes cambios en todo tipo de magmas. Las condiciones necesarias para funcionar son particulares en cada magma, p.ej. durante la fusin parcial cuando el magma se forma y migra se pone en contacto con distintas rocas de caja hasta la cristalizacin nal del mismo. Ln todas estas circunstancias el lquido esta en contacto con material slido y diferentes mecanismos de fraccionamiento son posibles.La separacin de las distintas fases cristalinas que precipitan desde un fundido residual, puede realizarse por diersos mecanismos, como: separacin graitatoria y notacin ,Bowen 1915,,cona,hundimientodecristalesmaspesados,tpicodelasintrusionesbasicas estraticadas, como dunitas, piroxenitas, etc.,. b, ascenso de cristales ligeros ,anortositas, y MAGMAS 204ascenso de leucita. Ambos procesos, dan origen a los cumulatos.Otros mecanismos son: separacin de ases cristalinas del lquido por nujo ,Bhattacharji ySmith1964,yltradoporpresin,Lmmons1940,.Aqulaspartculasslidasson concentradas hacia el centro de un nujo de lquido, en un conducto estrecho ,eecto Bagnold,. Obienellquidoincluidoenlosporosdeunmagmaparcialmentecristalizado,puedeser exprimidoporpresin(p.ej.comoelaguaesexpulsadadeunaesponja)otambinsiuna masaslidaseresquebrajaporfuerzastensionalesyellquidoresidualtiendeallenarlas grietas, fenmeno conocido como autointrusin.Sistemas que involucran lquido + vaporLos magmas contienen cantidades variables de constituyentes voltiles disueltos de los cuales los ms abundantes son H2O y CO2. Bajo presin estos permanecen en solucin, pero cuandola presin se reduce o se incrementa la concentracin en el lquido, una fase voltil librese presentay originaburbujas,que alcristalizardanorigenalasvesculas,tantpicas dealgunaslavasyalasdrusasocavidadesmiarolticas,enalgunasrocasplutnicas.Enla transferencia gaseosa, las burbujas actuaran como colectores de los iones ms livianos, en su ascenso a travs del lquido.Sistemas lquido + slido + vaporAlgunossistemasmagmaticossometidosapresinconnantebaja,puedenexistiry lamayoradelosprocesosdefraccionamientoyavistospuedenoperarsimultneamente, p.ej.difusinatravsdellquido,inmiscibilidadlquida,fraccionamientolquido-cristal, transferencia de voltiles.Los gases que escapan hacia arriba, pueden hacer notar cristales, en especial en condiciones subolcanicas, dando lugar al mecanismo que Shand dene como nujo gaseoso.Asimilacion magmaticaLossistemasdefraccionamiento,quesehanconsideradohastaahorasoncerrados. Ahora se van a considerar los sistemas abiertos, esencialmente reacciones con las rocas de caja`, rocas hbridas` y alteracin post-solidicacin`.Reacciones con las rocas de cajaUn magma que se ha ormado y comienza a migrar hacia la supercie bajo la innuencia de la gravedad, puede ponerse en contacto con rocas que son sustancialmente diferentes al material de la uente de origen y con las cuales no esta en equilibrio qumico. Si hay suciente tiempo, se produciran reacciones entre el lquido y el slido de la roca de caja, que modicara la composicin de ambos. Este material que se produce desde fuentes mltiples se dice que 205 ALEJANDRO TOSELLIes contaminado. En lasreacciones, las fuentes contribuyen con ciertos materiales al lquido y retienen otros como residuos refractarios. Cada vez que el magma tiende a reequilibrarse con la roca de caja, este proceso se repite.AsimilacinCuandoseconsideralagranvariedadderocascorticalesylasgrandesdiferenciasde composicin entre los magmas que les dieron origen y sus ariaciones nales, se debe tener en cuenta que la asimilacin es un fenmeno comn, capaz de producir un amplio rango de composiciones.Evidenciasdeasimilacinlatenemosenlapresenciacomndexenolitos corticales dentrodelasrocasgneas,condiversosgradosdeasimilacin.Examinemoslos principios bsicos de los procesos de asimilacin y de cmo estos contaminantes afectan la composicin de los magmas.Lnlosmecanismosdeasimilacinpodemostenerariassituaciones.Lnlalig.10-9, se puede er que un lquido L a una temperatura 11 esta saturado con cristales de A y si se agregan cristales de B, los cristales agregados se disolvern, ya que obviamente el lquido no puede estar en equilibrio con ambas ases cristalinas a la temperatura 11. Ll diagrama muestra queellquidoLnoestsaturadoconcristalesdeB.Elcalorrequeridoparadisolverlos cristales de B agregados, es obtenido por cristalizacin de A y el lquido evoluciona siguiendo la lnea normal de evolucin como si no se hubieran agregado cristales B. La composicin global es as desplazada hacia B y en el resultado nal se incrementara la proporcin de B en las rocas que se forman. Aplicando la Regla de las Fases a un sistema con dos componentes ,A y B,, y tres ases ,lquido, A y B, slo puede tenerse un grado de libertad ,V,, C, son los componentes y F las fases:V ~ C - l - 2 ~ 2 - 3 - 2 ~ 1Mientrasquelasupercie deldiagrama,tiene dosgradosdelibertad,lquidoyA,.Ln razn de que el lquido no est an saturado con B, el lquido reaccionar con los cristales agregados y los disolver. El calor requerido para ello puede ser derivado por la cristalizacin deAyelefectototalserunamenortemperaturadelmagmasincambiodellquidoA. SilacantidaddeBqueesagregadaesmuypequeaparaserabsorbidasinlacompleta recristalizacin del lquido, el resultado ser un lquido, algo ms evolucionado pero con una composicin poco diferente de la que pudo haber alcanzado si la contaminacin no hubiera Fig. 10-8. 1abiques de anbolita incluidos dentro de granito. Granito Cerro 1oro, Sierra de lamatina.MAGMAS 206tenido lugar. La composicin total de los cristales, se desplazar en la direccin de B en una cantidadproporcionalalcomponenteagregadoyquepuedesercalculadoporlaReglade Lever.Fig. 10-10. Agregado de un componente, que deprime el contenido total.Lnlalig.10-10,puedeerseunasituacinalgodierente,mostrandoaunlquidoL1, que est cristalizando un componente intermedio AB, que con el descenso de temperatura se aproxima al eutctico E1. Si el lquido es contaminado con cristales B, el lquido mientras noestsaturadoenB,reaccionarconloscristalesagregadosyganarcalordebidoala cristalizacin adicional AB. Los cristales de B combinados con A del lquido, precipitar ms AB, la nica fase en la cual el lquido est saturado.As al mismo tiempo el calor absorbido por los cristales agregados al lquido, desplazan la lnea descendente, volvindose ms pobre en B (componente que ha sido agregado). Bajo condiciones de desequilibrio el componente L3 del lquido, puede precipitarse alrededor de los cristales B agregados, mientras que el lquido adyacente a los cristales AB, podran tener la composicin L2, mientras que para el lquido entre estas dos fases, los cristales podran estar en el rango L2 y L3. Asimismo en el magma, el lquido en equilibrio con AB podra tener composicin L1. As las composiciones locales de los lquidos pueden diferir de la masa principal hasta cierta distancia de la zona de contaminacin y si las asociaciones minerales cristalizan antes que se restaure el equilibrio, pueden producir una amplia serie de rocas. Fig. 10-9. Agregado de un componente no saturado en el magma.20 ALEJANDRO TOSELLIEl efecto de diferentes contaminantes y los productos extremos de un magma diferenciado puede ser examinado tambin en una serie de disolucin slida bajo dos condiciones, una delascualeseselagregadodecristalesquetienenunacomposicinquepudohabersido producidatempranamenteenlahistoriadellquidoyotraenlacuallafaseslocristaliza desde un lquido ms evolucionado. Fig. 10-11. Asimilacin de un componente en equilibrio con una fase de mayor temperatura.Ln la lig. 10-11, se obsera que desde un lquido L1, precipitan cristales S1, a temperatura 12. Si una cantidad de S2, es agregada, se puede ver que por su composicin debera haber precipitado a temperatura mas alta ,11,, en un estadio mas temprano de cristalizacin. Para equilibrar con el lquido presente, el componente no puede disolverse, porque el lquido ya est saturado con esta composicin, pero reacciona y agrega su composicin al componente quecristalizaatemperaturamsbajaB,parapoderalcanzarlacomposicindeequilibrio con el lquido a la temperatura 12. Esto reduce la cantidad del componente B en el lquido remanente y al mismo tiempo reduce el rango de cristalizacin, ya que la composicin global del sistema, originalmente en X1, se desplaza suaemente hacia A, as que el resultado nal contieneunapequeaproporcindelcomponentedebajatemperaturaB,enelproducto nal de la cristalizacin. LaadicindecristalesdecomposicinS3,msricoenB,tendrelefectoopuesto,se disolvern y con ms B, el lquido, se produce el desplazamiento de la composicin global hacia el extremo de baja temperatura de la serie, generando mayor proporcin de cristales ricos en B. La composicin original, X1, se desplazar en la direccin de B, y la temperatura nal de equilibrio de la cristalizacin sera mas baja.Rocas hbridasEl trmino hbrido se aplica a rocas que se originan pormezcla de rocas madres: porque elmagmaoriginalhaincorporadofragmentosdealgunaotraroca(asimilacin)oporque dosmagmassehanmezclado(sintxis).Lasrocashbridasamenudosonfcilmente reconocibles, particularmente cuando contienen xenolitos, bloques no disueltos de material extrao. Con el tiempo, cuando los xenolitos reaccionan con el magma, estos desaparecen y el magma se homogeiniza, el reconocimiento se complica.MAGMAS 208Rocashbridas,formadasporlamezclademagmas,puedenserdetectadasporla presencia de dos tipos de fenocristales, que normalmente, no estn en equilibrio unos con otros.Mixing - mezcla homogneaJuntoconlasrocasasimiladasotroslquidospuedenmezclarseconlosmagmas.En algunos aspectos el mixing es opuesto al fraccionamiento, que produce la separacin de un magmaoriginalmentehomogneoenrocasolquidosdediferentecomposicin.Mientras que el mixingcombina dos lquidos inicialmente diferentes para originar un producto menos dierenciado.Llmixingesmasecientecuandomagmasdepropiedadessicassimilares son mezclados en forma turbulenta. Las diferencias de densidades de lquidos fuertemente contrastados impiden un mixing extensivo y en su lugar se forma mingling o bien da lugar a una estraticacin graitacional, donde los lquidos mas densos tienden a hundirse y los lquidosmslivianostiendenaascender.Enraznqueladifusinqumicaesdemasiado lenta, el mixing requiere un nujo turbulento, para poder asociar lquidos dierentes a escala ntima.Mingling - mezcla heterogneaEste tiene lugar cuando dos magmas de composicin contrastada son puestos en contacto por eecto de un nujo turbulento. Ln razn de la marcada dierencia de iscosidad, densidad y temperaturas de cristalizacin, no puede producirse mixing, pero si un rpido enfriamiento del magma mas basico dentro del acido, en el que se producen nujos turbulentos que racturan y dispersan al cristalizado basico con muy poca reaccin entre ambos ,lig. 10-12A y B,.$OWHUDFLyQ SRVWVROLGLFDFLyQLa alteracin de la composicin de las rocas gneas, una ez que se han solidicado es Fig. 10-12. A: Asimilacin de esquistos por el granito de Capillitas. B: Esquistos bandeados en Cumbres Calchaques, en Cerro Pabelln.209 ALEJANDRO TOSELLIFig. 10-13. Interaccin heterogenea entre diorita cuarcera y granito, dando lugar a enmenos de mingling.unfenmenocomnyelresultadodelainteraccinconaguasubterrnea,aguademar onuidoshidrotermales.Lntreloseectoscomunesseincluyen,lixiiacinoremocinde algunos componentes, oxidacin de Fe a Fe, as como la introduccin de agua y CO2 para dar minerales hidratados y carbonatos, as como tambin aporte de lcalis.Generacin de magma en la tierraPetrognesis es un trmino de la petrologa que trata sobre la generacin de magmas y de los mecanismos de diersicacin que se producen para dar los diersos tipos de rocas gneas.Ll trmino proincia petrogentica ,o proincia petrograca, se utilizaparareerirse a regiones geogracas en las que las rocas gneas estan relacionadas en espacio y tiempo y se presume que tienen un origen comn.La mayora de los magmas se originan por fusin en el manto de la tierra, el cual evidencia incipienteusinparcial.Lasplacastectnicas,lig.10-14,jueganunimportanterolenla generacin de algunos tipos de magmas, que resultan de su interaccin a gran profundidad en el manto o zona inferior de la corteza.La actividad gnea ms voluminosa ocurre en los lmites de placas divergentes, comnmente enlasdorsalesmedio-oceanicas,lig.10-14-1,.Debajodelasdorsales,elmantosomero sufrefusin,dandolugaralaformacindemagmabasltico,quealcristalizarproducela cortezaocenica.Siunsistemadivergenteseiniciadebajodelacortezacontinental(Fig. 10-14-2,,tienenlugarprocesossimilares.Llmagmatismoresultante,particularmenteen estadios tempranos de rift continental, es de tipo alcalino y tpicamente muestra evidencias de contaminacin por la gruesa corteza continental. Si el rift contina su desarrollo, corteza ocenicasereventualmentecreadaysepararlosfragmentoscontinentales,dandocomo resultado una nueva cuenca ocenica y actividad similar a las dorsales medio-ocenicas.Lasplacasocenicascreadasenlasdorsalesmedio-ocenicassemuevenlateralmente yeventualmentesesubductarndebajodeunaplacacontinentalodeotraocenica.En estas zonas de subduccin, se produce fusin, las fuentes de magmas posibles son mayores queenlasdorsalesypuedeincluirvariascomposicionesdelmanto,cortezasubductadao sedimentos subductados. Los tipos de magmas producidos son correspondientemente ms MAGMAS 210variadosqueenlosbordesdivergentes,aunquelasandesitassonlasrocasmscomunes. Si corteza oceanica es subductada por debajo de corteza oceanica ,lig. 10-14-3,, se orma unarcodeislas.Silacortezaocenicaessubductadadebajodeunbordecontinental,un arcocontinentalseormaalolargodelbordecontinentalactio,lig.10-14-4,.Unarco continental es generalmente ms rico en slice que un arco ocenico. Los plutones granticos sontambinmscomunesenlosarcoscontinentales,tantoporquelosfundidosbsicos llegan a la supercie menos ecientemente a tras de corteza continental ligera, o porque el levantamiento y erosin es mayor en los continentes y deja expuesto material ms profundo.Fig. 10-14. Seccin esquemtica mostrando la relacin entre placas tectnicas y la generacin de magmas.Un tipo de placa divergente diferente y ms lenta, tpicamente tiene lugar con los arcos olcanicosasociadosconlasubduccin,lig.10-14-5,.Lamayoradelosgelogoscree queunasuertederetro-arcoextensivoesunaconsecuencianaturaldelasubduccin, probablementecreadoporarrastrericcionalasociadoconlaplacaquesesubducta.1al arrastredematerialdelmantosobrepuesto,requiereelcompletorellenodelacuenca.El magmatismoderetro-arcoessimilaralvolcanismodelasdorsalesmedioocenicas.De hecho,unadorsalseformaaqu,ycortezaocenicaescreadaconlaextensinlateral.La extensin de retro-arco es ms lenta, el volcanismo es ms irregular y menos voluminoso y la corteza formada en ms delgada que la de los ocanos. Al mismo tiempo que se forma el rift detrs de un arco continental, la porcin separada desde el continente como un mar marginal se orma un retro-arco distensio. 1al proceso es el que ha separado a Japn del continente Asitico. El resultado puede ser una estructura de graben, o plateau basltico antes de que cese la actividad.Aunqueelmagmatismoestesencialmenteconcentradoenloslmitesdelasplacas, alguna actiidad tambin tiene lugar en el interior de las placas, tanto oceanicas ,lig. 10-14-6,, como continentales ,lig. 10-14-,. Las islas oceanicas tales como Iawaii, las Galapagos, las Azores, etc., se han formado por vulcanismo de intraplaca. El magmatismo es generalmente bsico, pero comnmente ms alcalino que los basaltos de las dorsales. La razn de este tipo demagmatismoesmuchomenosobviaqueeldelosmrgenesdeplacas,porquenuestro paradigma de placas tectnicas es poco usado en los regmenes de intra-placa. La fuente de los fundidos es tambin menos clara, pero parece ser de origen profundo, desde la astenosfera. Algunasdelasocurrenciasexhibenpatronesdeactividadgneaqueesprogresivamente ms joven en una direccin, que se correlaciona con la direccin de movimiento sobre un punto caliente o pluma de manto estacionario, cuya actividad ms reciente tiene lugar directamentesobrelapluma.Laactividaddeintraplacadentrodelasplacascontinentales es mucho ms variable que en la de los ocanos. Son de composiciones muy variables, pero usualmente alcalinos. Lsto reneja que la corteza continental es mas compleja y heterognea, ascomoelmantosub-continental.Algunasdelasrocasgneasmsinusuales,talescomo 211 ALEJANDRO TOSELLIcarbonatitas y kimberlitas, ocurren en estas proincias continentales. Ll trmino asociacin gneo-tectnica se reere a la amplia ocurrencia de tipos de rocas, tales como en las dorsales medio-ocenicas, arcos de islas, y sistemas alcalinos intra-continentales.Fusin parcialLasevidenciasgeofsicasindicanqueconexcepcindelazonaexternadelncleo,la tierranormalmente consiste en material en estado slido. As un magma debe originarse por fusinderocasslidaspreexistentes.Lafusinpuedeserinducida,porincrementolocal de temperatura, pordescompresino porinnuencia de componentes miles, tales como agua que hacen descender el punto de fusin del slido. La fusin de una roca, raramente es completa y es probable que en la mayora de los fundidos estn en contacto material slido y lquido, que tiende a migrar. Como los fundidos raramente tienen la misma composicin qumica que la roca original, la separacin de un fundido ya es un proceso de fraccionamiento.Hay diferentes tipos de fusin parcial (Wilson 1991). As tenemos Fusin en Equilbrio o Batch Melting, el fundido parcial que se forma reacciona continuamente y mantiene el equilibrio con el residuo cristalino hasta el momento de la segregacin, hasta este momento el sistema permanece constante en su composicin.Fusin fraccionada o Fusin Raleigh, el fundido parcial es continuamenteremovido desde el sistema tan pronto como l se forma, as que la reaccin con el residuo cristalino, no es posible. Para este tipo de usin parcial, la composicin global del sistema esta en continuo cambio.Lnel manto ocurre la lusin Crtica`, denida por Maaloe y Aoki ,19,, como un proceso intermedio entre el batch melting (bao de fusin) y los modelos de fraccionamiento. Enestecasoelmantosevolverapermeableparamuybajodesarrollodebaodefusin parcial,1,yelmagmaesexpulsadocontinuamentedesdeelresiduoyacumulado. Determinacionesexperimentalesmuestranquelherzolitasnodeformadassevuelven permeables con el 2-3 de usin parcial.Lecturas seleccionadasBowen, N.L. 1915. 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