Magma (del griego antiguo μάγμα ( mágma ) que significa " ungüento espeso " [1] ) es el material natural fundido o semifundido del que se forman todas las rocas ígneas . [2] El magma se encuentra debajo de la superficie de la Tierra , y también se ha descubierto evidencia de magmatismo en otros planetas terrestres y en algunos satélites naturales . [3] Además de la roca fundida, el magma también puede contener cristales en suspensión y burbujas de gas . [4]
El magma se produce por el derretimiento del manto o la corteza en varios escenarios tectónicos , que en la Tierra incluyen zonas de subducción , zonas de rift continental , [5] dorsales oceánicas y puntos calientes . Las masas fundidas del manto y la corteza migran hacia arriba a través de la corteza donde se cree que se almacenan en cámaras de magma [6] o zonas de papilla transcrustales ricas en cristales . [7] Durante su almacenamiento en la corteza, las composiciones de magma pueden modificarse mediante cristalización fraccionada , contaminación con derretimientos de la corteza, mezcla de magma y desgasificación. Después de su ascenso a través de la corteza, los magmas pueden alimentar un volcán para ser extruido como lava , o solidificarse bajo tierra para formar una intrusión , [8] como un dique ígneo o un alféizar .
Si bien el estudio del magma se ha basado históricamente en la observación de magma en forma de flujos de lava , el magma se ha encontrado in situ tres veces durante proyectos de perforación geotérmica: dos en Islandia (ver Uso en la producción de energía ) y una vez en Hawai. [9] [10] [11] [12]
Propiedades físicas y químicas
El magma consiste en un líquido en el que generalmente hay cristales sólidos suspendidos. [13] A medida que el magma se acerca a la superficie y la presión de la sobrecarga cae, los gases disueltos comienzan a separarse del líquido en forma de burbujas, de modo que un magma cerca de la superficie consta de fases sólida, líquida y gaseosa. [14]
Composición
La mayoría de los líquidos magmáticos son ricos en sílice . [8] Los magmas no silicatos raros pueden formarse por fusión local de depósitos minerales no silicatos [15] o por separación de un magma en fases líquidas separadas de silicato y no silicato inmiscibles . [dieciséis]
Los magmas de silicato son mezclas fundidas dominadas por oxígeno y silicio , los elementos químicos más abundantes en la corteza terrestre, con cantidades menores de aluminio , calcio , magnesio , hierro , sodio y potasio , y cantidades menores de muchos otros elementos. [17] Los petrólogos expresan habitualmente 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) presentes en el magma. [18]
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 . [19]
Magma felésico
Los magmas fésicos 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, que van desde 10 8 cP para magma de riolita caliente a 1200 ° C (2190 ° F) a 10 11 cP para magma de riolita frío a 800 ° C (1470 ° F). [20] A modo de comparación, el agua tiene una viscosidad de aproximadamente 1 cP. Debido a esta viscosidad muy alta, las lavas félsicas generalmente hacen erupción explosiva para producir depósitos piroclásticos (fragmentarios). Sin embargo, las lavas de riolita ocasionalmente erupcionan efusivamente para formar espinas de lava , cúpulas de lava o "coulees" (que son flujos de lava cortos y gruesos). [21] Las lavas típicamente se fragmentan a medida que se extruyen, produciendo flujos de lava en bloque. Estos a menudo contienen obsidiana . [22]
Las lavas felésicas pueden entrar en erupción a temperaturas tan bajas como 800 ° C (1470 ° F). [23] Sin embargo, las lavas de riolita inusualmente calientes (> 950 ° C;> 1,740 ° F) pueden fluir a distancias de muchas decenas de kilómetros, como en la llanura del río Snake en el noroeste de los Estados Unidos. [24]
Magma intermedio
Los magmas intermedios o andesíticos contienen de 52% a 63% de sílice, son más bajos en aluminio y generalmente algo más ricos en magnesio y hierro que los magmas félsicos. Las lavas intermedias forman cúpulas de andesita y lavas de bloque, y pueden ocurrir en volcanes compuestos empinados , como en los Andes . [25] También suelen ser más calientes, en el rango de 850 a 1.100 ° C (1.560 a 2.010 ° F)). Debido a su menor contenido de sílice y temperaturas eruptivas más altas, tienden a ser mucho menos viscosos, con una viscosidad típica de 3,5 × 10 6 cP a 1200 ° C (2190 ° F). Esto es ligeramente mayor que la viscosidad de la mantequilla de maní suave . [26] Los magmas intermedios muestran una mayor tendencia a formar fenocristales , [27] Los niveles más altos de hierro y magnesio tienden a manifestarse como una masa de suelo más oscura , incluidos los fenocristales de anfíbol o piroxeno. [28]
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 erupcionan a temperaturas de 1.100 a 1.200 ° C (2.010 a 2.190 ° F). Las viscosidades pueden ser relativamente bajas, alrededor de 10 4 a 10 5 cP, aunque esto todavía es muchos órdenes de magnitud más alto que el agua. Esta viscosidad es similar a la del ketchup . [29] Las lavas de basalto tienden a producir volcanes de escudo de bajo perfil o basaltos de inundación , porque la lava fluida fluye a grandes 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 cualquier momento dado, porque las lavas de basalto pueden "inflarse" por el suministro de lava debajo de una corteza solidificada. [30] La mayoría de las lavas de basalto son de tipo ʻAʻā o pāhoehoe , en lugar de lavas de bloque. Bajo el agua, pueden formar lavas almohadilladas , que son bastante similares a las lavas pahoehoe de tipo entraña en tierra. [31]
Magmas ultramáficos
Los magmas ultramáficos , como el basalto picrítico , la komatiita y los magmas altamente magnesianos que forman la boninita , llevan la composición y las temperaturas al extremo. Todos tienen un contenido de sílice inferior al 45%. Las komatiitas contienen más del 18% de óxido de magnesio y se cree que estallaron a temperaturas de 1.600 ° C (2.910 ° F). A esta temperatura prácticamente no hay polimerización de los compuestos minerales, creando un líquido muy móvil. [32] 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. [20] La mayoría de las lavas ultramáficas no son más jóvenes que el Proterozoico , con algunos magmas ultramáficos conocidos del Fanerozoico en América Central que se atribuyen a una columna de manto caliente . No se conocen lavas de komatiita modernas, ya que el manto de la Tierra se ha enfriado demasiado para producir magmas con alto contenido de magnesio. [33]
Magmas alcalinos
Algunos magmas silícicos tienen un contenido elevado de óxidos de metales alcalinos (sodio y potasio), particularmente en regiones de rifting continental , áreas superpuestas a placas profundamente subducidas o en puntos calientes intraplaca . [34] Su contenido de sílice puede variar desde ultramáfico ( nefelinitas , basanitas y tefritas ) hasta félsico ( traquitas ). Es más probable que se generen a mayores profundidades en el manto que los magmas subalcalinos. [35] Los magmas de nefelinita de olivina son ultramáficos y altamente alcalinos, y se cree que provienen de mucho más profundo en el manto de la Tierra que otros magmas. [36]
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Magmas no silícicos
Algunas lavas de composición inusual han estallado en la superficie de la Tierra. Éstas 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 activa. [38] 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), apatita , 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, lo que indica que se derivan de las lavas silícicas altamente alcalinas con las que siempre están asociadas, probablemente por separación de una fase inmiscible. [39] 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 mitad de carbonato de potasio, y cantidades menores de haluros, fluoruros y sulfatos. Las lavas son extremadamente fluidas, con viscosidades solo un poco mayores que el agua, y son muy frías, con temperaturas medidas de 491 a 544 ° C (916 a 1,011 ° F). [40]
- 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 . [16] Lavas de óxido de hierro de la edad del Plioceno se encuentran en el complejo volcánico El Laco en la frontera entre Chile y Argentina. [15] 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. [dieciséis]
- 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). [15]
Gases magmáticos
Las concentraciones de diferentes gases pueden variar considerablemente. El vapor de agua es típicamente el gas magmático más abundante, seguido del dióxido de carbono [41] y el dióxido de azufre . Otros gases magmáticas principales incluyen sulfuro de hidrógeno , cloruro de hidrógeno , y fluoruro de hidrógeno . [42]
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 magma con bajo contenido de sílice que en magma con alto contenido de sílice, de modo que a 1100 ° C y 0,5 GPa , un magma basáltico puede disolver 8% de H
2O mientras que un magma de pegmatita de granito puede disolver 11% de H
2O . [43] Sin embargo, los magmas no están necesariamente saturados en condiciones típicas.
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El dióxido de carbono es mucho menos soluble en magmas que el agua y con frecuencia se separa en una fase líquida distinta incluso a gran profundidad. Esto explica la presencia de inclusiones fluidas de dióxido de carbono en cristales formados en magmas a gran profundidad. [44]
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 800 ° C (1470 ° F) para las lavas félsicas y 1200 ° C (2190 ° F) para las lavas máficas, [23] la viscosidad de las mismas lavas varía en siete órdenes de magnitud, desde 10 4 cP para lava máfica a 10 11 cP para magmas félsicos. [23] La viscosidad está determinada principalmente por la composición, pero también depende de la temperatura. [20] La tendencia de la lava félsica a ser más fría que la máfica aumenta la diferencia de viscosidad.
El ión 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 ión de silicio mucho más pequeño. Esto se llama tetraedro de sílice . En un magma con bajo contenido de silicio, estos tetraedros de sílice se aíslan, pero a medida que aumenta el contenido de silicio, los tetraedros de sílice comienzan a polimerizarse parcialmente, formando cadenas, láminas y grupos de tetraedros de sílice unidos mediante puentes de iones de oxígeno. Estos aumentan enormemente la viscosidad del magma. [45]
Un solo tetraedro de sílice
Dos tetraedros de sílice unidos por un ión de oxígeno puente (teñido de rosa)
La tendencia a la polimerización se expresa como NBO / T, donde NBO es el número de iones de oxígeno que no forman puentes y T es el número de iones que forman redes. El silicio es el principal ion formador de redes, pero en magmas con alto contenido de sodio, el aluminio también actúa como formador de redes, y el hierro férrico puede actuar como formador de redes cuando faltan otros formadores de redes. La mayoría de los otros iones metálicos reducen la tendencia a polimerizar y se describen como modificadores de red. En un magma hipotético formado completamente a partir de sílice fundida, NBO / T sería 0, mientras que en un magma hipotético tan bajo en formadores de red que no se produce polimerización, NBO / T sería 4. Ninguno de los extremos es común en la naturaleza, pero los magmas basálticos normalmente tienen NBO / T entre 0,6 y 0,9, los magmas andesíticos tienen NBO / T de 0,3 a 0,5 y los magmas riolíticos tienen NBO / T de 0,02 a 0,2. El agua actúa como un modificador de la red y el agua disuelta reduce drásticamente la viscosidad de la masa fundida. El dióxido de carbono neutraliza los modificadores de la red, por lo que el dióxido de carbono disuelto aumenta la viscosidad. Las masas fundidas a temperaturas más altas son menos viscosas, ya que hay más energía térmica disponible para romper los enlaces entre el oxígeno y los formadores de redes. [14]
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 . [46] En otras palabras, la mayoría de los magmas no se comportan como fluidos newtonianos, en los que la tasa 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. [47] Esto da como resultado un flujo pistón de magma parcialmente cristalino. Un ejemplo familiar de flujo de tapón es la pasta de dientes exprimida de un tubo de pasta de dientes. La pasta de dientes sale como un tapón semisólido, porque el 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 depositen fuera del magma. [48] Una vez que el contenido de cristales alcanza aproximadamente el 60%, el magma deja de comportarse como un fluido y comienza a comportarse como un sólido. Esta mezcla de cristales con roca fundida a veces se describe como papilla de cristales . [49]
El magma también es típicamente 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 a través de la relajación, lo que resulta en una propagación transitoria de la fractura. Una vez que las tensiones se reducen por debajo del umbral crítico, la masa fundida se relaja viscosamente una vez más y cura la fractura. [50]
Temperatura
Las temperaturas de las lavas están en el rango de 700 ° C a 1300 ° C (o 1300 ° F a 2400 ° F), pero los magmas de carbonatita muy raros pueden ser tan fríos como 490 ° C, [51] y los magmas de komatiite pueden haber estado tan calientes como 1600 ° C. [52] Estas son las temperaturas del magma que se ha extruido en la superficie. Ocasionalmente se han encontrado magmas durante la perforación en un campo geotérmico, incluida la perforación en Hawai que penetró un cuerpo de magma dacítico a una profundidad de 2.488 m (8.163 pies). La temperatura de este magma se estimó en 1050 ° C (1922 ° F). Las temperaturas de magmas más profundos deben inferirse de cálculos teóricos y del gradiente geotérmico. [12]
La mayoría de los magmas contienen algunos cristales sólidos suspendidos en la fase líquida. Esto indica que la temperatura del magma se encuentra entre el solidus , que se define como la temperatura a la que el magma se solidifica por completo, y el liquidus , que se define como la temperatura a la que el magma es completamente líquido. [13] Los cálculos de las temperaturas de solidus a profundidades probables sugieren que el magma generado debajo de las áreas de rifting comienza a una temperatura de aproximadamente 1300 ° C a 1500 ° C. El magma generado a partir de las plumas del manto puede llegar a alcanzar los 1600 ° C. 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. [53]
Densidad
Las densidades de magma dependen principalmente de la composición, siendo el contenido de hierro el parámetro más importante. Los magmas también se expanden ligeramente a una presión más baja y una temperatura más alta. [54]
Tipo | Densidad (kg / m 3 ) |
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basalto magma | 2650-2800 [54] |
andesita magma | 2450-2500 [54] |
riolita magma | 2180-2250 [54] |
A medida que los magmas se acercan a la superficie, los gases disueltos en el magma comienzan a burbujear fuera del líquido. Estas burbujas reducen significativamente la densidad del magma y ayudan a impulsarlo más hacia la superficie. [55]
Orígenes
La temperatura dentro del interior de la tierra se describe mediante el gradiente geotérmico , que es la tasa de cambio de temperatura con la profundidad. El gradiente geotérmico se establece mediante el equilibrio entre el calentamiento por desintegración radiactiva en el interior de la Tierra y la pérdida de calor de la superficie terrestre. Los promedios gradiente geotérmico alrededor de 25 ° C / km en la corteza superior de la Tierra, pero esto varía ampliamente según la región, de un mínimo de 5-10 ° C / km dentro de fosas oceánicas y zonas de subducción a 30-80 ° C / km a lo largo de mediados - crestas oceánicas o penachos cercanos al manto . [56] 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 empinado como para llevar las rocas a su punto de fusión en cualquier parte de la corteza o manto superior, por lo que el magma se produce solo donde el gradiente geotérmico es inusualmente empinado o el punto de fusión de la roca es inusualmente bajo. Sin embargo, el ascenso del magma hacia la superficie en tales entornos es el proceso más importante para transportar calor a través de la corteza terrestre. [57]
Las rocas pueden derretirse en respuesta a una disminución de la presión, [58] a un cambio en la composición (como una adición de agua), [59] a un aumento de temperatura, [60] oa una combinación de estos procesos. [61] Otros mecanismos, como el derretimiento por el impacto de un meteorito , son menos importantes hoy en día, pero los impactos durante la acreción de la Tierra llevaron a un derretimiento extenso, y los cientos de kilómetros exteriores de nuestra Tierra primitiva probablemente eran un océano de magma. [62] 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. [63]
Descompresión
La fusión por descompresión se produce debido a una disminución de la presión. [64] Es el mecanismo más importante para producir magma desde el manto superior. [sesenta y cinco]
Las temperaturas de solidus de la mayoría de las rocas (las temperaturas por debajo de las cuales son completamente sólidas) aumentan al aumentar la presión en ausencia de agua. La peridotita en profundidad en el manto de la Tierra puede ser más caliente que su temperatura sólida en algún nivel menos profundo. Si dicha roca se eleva durante la convección del manto sólido, se enfriará ligeramente a medida que se expanda en un proceso adiabático , pero el enfriamiento es de solo 0,3 ° C por kilómetro. Los estudios experimentales de muestras apropiadas de peridotita documentan que las temperaturas del solidus aumentan de 3 ° C a 4 ° C por kilómetro. Si la roca se eleva lo suficiente, comenzará a derretirse. Las gotitas fundidas pueden fusionarse en volúmenes más grandes e introducirse hacia arriba. Este proceso de fusión del movimiento ascendente del manto sólido es fundamental en la evolución de la Tierra. [66]
El derretimiento por descompresión crea la corteza oceánica en las dorsales oceánicas , lo que la convierte, con mucho, en la fuente más importante de magma en la Tierra. [65] También causa vulcanismo en regiones intraplaca, como Europa, África y el lecho marino del Pacífico. El vulcanismo intraplaca se atribuye al surgimiento de las plumas del manto oa la extensión intraplaca, siendo la importancia de cada mecanismo un tema de investigación continua. [67]
Efectos del agua y el dióxido de carbono
El cambio de composición de la roca más responsable de la creación de magma es la adición de agua. El agua reduce la temperatura de solidus de las rocas a una presión determinada. Por ejemplo, a una profundidad de aproximadamente 100 kilómetros, la peridotita comienza a derretirse cerca de los 800 ° C en presencia de exceso de agua, pero cerca o por encima de aproximadamente 1.500 ° C en ausencia de agua. [68] El agua es expulsada de la litosfera oceánica en las zonas de subducción y provoca el derretimiento del manto suprayacente. Los magmas hidratados compuestos de basalto y andesita se producen directa e indirectamente como resultado de la deshidratación durante el proceso de subducción. Tales magmas, y los derivados de ellos, forman arcos de islas como los del Anillo de Fuego del Pacífico . [69] Estos magmas forman rocas de la serie calco-alcalina , una parte importante de la corteza continental . [70]
La adición de dióxido de carbono es una causa de formación de magma relativamente mucho menos importante que la adición de agua, pero la génesis de algunos magmas insaturados de sílice se ha atribuido al predominio del dióxido de carbono sobre el agua en sus regiones de origen del manto. En presencia de dióxido de carbono, los experimentos documentan que la temperatura de la peridotita solidus disminuye en aproximadamente 200 ° C en un intervalo de presión estrecho a presiones correspondientes a una profundidad de aproximadamente 70 km. A mayores profundidades, el dióxido de carbono puede tener más efecto: a profundidades de hasta aproximadamente 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. [71] Los magmas de tipos de rocas como nefelinita , carbonatita y kimberlita se encuentran entre los que pueden generarse tras un influjo de dióxido de carbono en el manto a profundidades superiores a unos 70 km. [72] [73]
Aumento de temperatura
El aumento de temperatura es el mecanismo más típico de formación de magma dentro de la corteza continental. Estos aumentos de temperatura pueden ocurrir debido a la intrusión ascendente de magma desde el manto. Las temperaturas también pueden exceder el solidus de una roca de la corteza en la corteza continental engrosada por compresión en el límite de una placa . [74] El límite de placa entre las masas continentales de India y Asia proporciona un ejemplo bien estudiado, ya que la meseta tibetana justo al norte del límite tiene una corteza de unos 80 kilómetros de espesor, aproximadamente el doble del espesor de la corteza continental normal. Los estudios de resistividad eléctrica deducidos de datos magnetotelúricos han detectado una capa que parece contener silicato fundido y que se extiende por al menos 1.000 kilómetros dentro de la corteza media a lo largo del margen sur de la meseta tibetana. [75] El granito y la riolita son tipos de rocas ígneas comúnmente interpretadas como productos del derretimiento de la corteza continental debido al aumento de temperatura. Los aumentos de temperatura también pueden contribuir al derretimiento de la litosfera arrastrada hacia abajo en una zona de subducción.
El proceso de derretimiento
Cuando las rocas se derriten, lo hacen en un rango de temperatura, porque la mayoría de las rocas están compuestas por varios minerales , los cuales tienen diferentes puntos de fusión. La temperatura a la que aparece la primera fusión (el solidus) es más baja que la temperatura de fusión de cualquiera de los minerales puros. Esto es similar a la disminución del punto de fusión del hielo cuando se mezcla con sal. La primera masa fundida se llama eutéctica y tiene una composición que depende de la combinación de minerales presentes. [76]
Por ejemplo, una mezcla de anortita y diópsido , que son dos de los minerales predominantes en el basalto , comienza a fundirse aproximadamente a 1274 ° C. Esto está muy por debajo de las temperaturas de fusión de 1392 ° C para el diópsido puro y 1553 ° C para la anortita pura. La masa fundida resultante está compuesta por aproximadamente un 43% en peso de anortita. [77] A medida que se agrega calor adicional a la roca, la temperatura permanece en 1274 ° C hasta que la anortita o el diópsido se derriten por completo. Luego, la temperatura aumenta a medida que el mineral restante continúa derritiéndose, lo que aleja la composición de la masa fundida del eutéctico. Por ejemplo, si el contenido de anortita es superior al 43%, todo el suministro de diópsido se fundirá a 1274 ° C, junto con suficiente anortita para mantener la masa fundida en la composición eutéctica. El calentamiento adicional hace que la temperatura aumente lentamente a medida que la anortita restante se funde gradualmente y la masa fundida se vuelve cada vez más rica en líquido anortita. Si la mezcla tiene solo un ligero exceso de anortita, esta se derretirá antes de que la temperatura suba mucho por encima de 1274 ° C. Si la mezcla es casi toda anortita, la temperatura alcanzará casi el punto de fusión de la anortita pura antes de que se derrita toda la anortita. Si el contenido de anortita de la mezcla es inferior al 43%, entonces toda la anortita se fundirá a la temperatura eutéctica, junto con parte del diópsido, y el diópsido restante se fundirá gradualmente a medida que la temperatura continúe aumentando. [76]
Debido a la fusión eutéctica, la composición de la masa fundida puede ser bastante diferente a la de la roca madre. Por ejemplo, una mezcla de 10% de anortita con diópsido podría experimentar aproximadamente un 23% de fusión parcial antes de que la fusión se desviara del eutéctico, que tiene la composición de aproximadamente un 43% de anortita. Este efecto de fusión parcial se refleja en las composiciones de diferentes magmas. Un bajo grado de fusión parcial del manto superior (2% a 4%) puede producir magmas altamente alcalinos como las melilitas , mientras que un mayor grado de fusión parcial (8% a 11%) puede producir basalto de olivino alcalino. [78] Es probable que los magmas oceánicos sean el resultado del derretimiento parcial del 3% al 15% de la roca madre. [79] Algunos granitoides calk-alcalinos pueden producirse mediante un alto grado de fusión parcial, hasta del 15% al 30%. [80] magmas de alta magnesio, tales como komatita y picrite , también pueden ser los productos de un alto grado de fusión parcial de roca del manto. [81]
Ciertos elementos químicos, llamados elementos incompatibles , tienen una combinación de radio iónico y carga iónica que es diferente a la de los elementos más abundantes en la roca fuente. Los iones de estos elementos encajan bastante mal en la estructura de los minerales que componen la roca fuente y dejan fácilmente que los minerales sólidos se concentren en gran medida en las masas fundidas producidas por un bajo grado de fusión parcial. Los elementos incompatibles comúnmente incluyen potasio , bario , cesio y rubidio , que son grandes y tienen una carga débil (los elementos litófilos de iones grandes, o LILEs), así como los elementos cuyos iones tienen una carga alta (los elementos de alta intensidad de campo, o HSFE), que incluyen elementos tales como circonio , niobio , hafnio , tántalo , los elementos de tierras raras y los actínidos . El potasio puede enriquecerse tanto en el derretimiento producido por un grado muy bajo de derretimiento parcial que, cuando el magma posteriormente se enfría y solidifica, forma una roca potásica inusual como lamprophyre , lamproite o kimberlite . [82]
Cuando se derrite suficiente roca, los pequeños glóbulos de fusión (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 por ciento de fusión parcial puede ser suficiente para hacer que la fusión se exprima de su fuente. [83] La masa fundida 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 fuente de magma se funde antes de que se agote el suministro de calor. [84]
La pegmatita puede producirse mediante bajos grados de fusión parcial de la corteza. [85] Algunos magmas de composición de granito son fundidos eutécticos (o cotecticos) y pueden producirse por grados bajos o altos de fusión parcial de la corteza, así como por cristalización fraccionada . [86]
Evolución de los magmas
La mayoría de los magmas se derriten por completo solo en pequeñas partes de su historia. Más típicamente, son mezclas de masa fundida y cristales y, a veces, también de burbujas de gas. [14] La masa fundida, los cristales y las burbujas suelen tener diferentes densidades, por lo que pueden separarse a medida que evolucionan los magmas. [87]
A medida que el magma se enfría, los minerales suelen cristalizarse a partir de la masa fundida a diferentes temperaturas. Esto se asemeja al proceso de fusión original a la inversa. Sin embargo, debido a que la masa fundida generalmente se ha separado de su roca fuente original y se ha movido a una profundidad menor, el proceso inverso de cristalización no es exactamente idéntico. Por ejemplo, si una masa fundida fuera 50% de diópsido y anortita, entonces la anortita comenzaría a cristalizar a partir de la masa fundida a una temperatura algo más alta que la temperatura eutéctica de 1274 ° C. Esto desplaza la masa fundida restante hacia su composición eutéctica de 43% de diópsido. El eutéctico se alcanza a 1274 ° C, la temperatura a la que el diópsido y la anortita comienzan a cristalizar juntos. Si la masa fundida fuera 90% de diópsido, el diópsido comenzaría a cristalizar primero hasta que se alcanzara el eutéctico. [88]
Si los cristales permanecieran suspendidos en la masa fundida, el proceso de cristalización no cambiaría la composición general de la masa fundida más los minerales sólidos. Esta situación se describe como cristalización de equillibrium . Sin embargo, en una serie de experimentos que culminaron en su artículo de 1915, Cristalización-diferenciación en líquidos de silicato , [89] Norman L. Bowen demostró que los cristales de olivino y diópsido que cristalizaban en una masa fundida de forsterita , diópsido y sílice se hundían a través del derretimiento en escalas de tiempo geológicamente relevantes. Posteriormente, los geólogos encontraron evidencia de campo considerable de tal cristalización fraccionada . [87]
Cuando los cristales se separan de un magma, el magma residual diferirá en composición del magma original. Por ejemplo, un magma de composición gabroica puede producir una masa fundida residual de composición granítica si los cristales formados temprano se separan del magma. [90] Gabro puede tener una temperatura de liquido cercana a 1200 ° C, [91] y la masa fundida de composición de granito derivada puede tener una temperatura de liquido tan baja como alrededor de 700 ° C. [92] Los elementos incompatibles se concentran en los últimos residuos de magma durante la cristalización fraccionada y en las primeras fundiciones producidas durante la fusión parcial: cualquiera de los procesos puede formar el magma que cristaliza en pegmatita , un tipo de roca comúnmente enriquecida en elementos incompatibles. La serie de reacciones de Bowen es importante para comprender la secuencia idealizada de cristalización fraccionada de un magma.
La composición del magma se puede determinar mediante procesos distintos a la fusión parcial y la cristalización fraccionada. Por ejemplo, los magmas comúnmente interactúan con las rocas que invaden, tanto al derretir esas rocas como al reaccionar con ellas. La asimilación cerca del techo de una cámara de magma y la cristalización fraccionada cerca de su base pueden incluso tener lugar simultáneamente. Los magmas de diferentes composiciones se pueden mezclar entre sí. En casos raros, las masas fundidas se pueden separar en dos masas fundidas inmiscibles de composiciones contrastantes. [93]
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. [94] En la práctica, es difícil identificar sin ambigüedades los magmas primarios, [95] aunque se ha sugerido que la boninita es una variedad de andesita cristalizada a partir de un magma primario. [96] El Gran Dique de Zimbabwe también se ha interpretado como una roca cristalizada de un magma primario. [97] La interpretación de los leucosomas de las migmatitas como magmas primarios se contradice con los datos de circón, que sugieren que los leucosomas son un residuo (una roca acumulada ) dejado por la extracción de un magma primario. [98]
Magma parental
Cuando es imposible encontrar la composición del magma primitivo o primario, a menudo es útil intentar identificar un magma parental. [95] Un magma parental es una composición de magma a partir de la cual la gama observada de químicas del magma se ha derivado mediante los procesos de diferenciación ígnea . No tiene por qué ser un derretimiento primitivo. [99]
Por ejemplo, se supone que una serie de flujos de basalto están relacionados entre sí. Una composición a partir de la cual podrían producirse razonablemente mediante cristalización fraccionada se denomina magma parental . Se producirían modelos de cristalización fraccionada para probar la hipótesis de que comparten un magma parental común.
Migración y solidificación
El magma se desarrolla dentro del manto o corteza donde las condiciones de temperatura y presión favorecen el estado fundido. Después de su formación, el magma asciende con fuerza hacia la superficie de la Tierra, debido a su menor densidad que la roca fuente. [100] A medida que migra a través de la corteza, el magma puede acumularse y residir en cámaras de magma (aunque un trabajo reciente sugiere que el magma puede almacenarse en zonas transcrustales ricas en cristales en lugar de en cámaras de magma predominantemente líquidas [7] ). El magma puede permanecer en una cámara hasta que se enfría y cristaliza para formar una roca intrusiva , estalla como un volcán o se mueve a otra cámara de magma.
Plutonismo
Cuando el magma se enfría, comienza a formar fases minerales sólidas. Algunos de estos se depositan en el fondo de la cámara de magma formando acumulaciones que podrían formar intrusiones en capas máficas . El magma que se enfría lentamente dentro de una cámara de magma generalmente termina formando cuerpos de rocas plutónicas como gabro , diorita y granito , dependiendo de la composición del magma. Alternativamente, si el magma entra en erupción, forma rocas volcánicas como basalto , andesita y riolita (los equivalentes extrusivos de gabro, diorita y granito, respectivamente).
Vulcanismo
El magma que se expulsa a la superficie durante una erupción volcánica se llama lava . La lava se enfría y solidifica relativamente rápido en comparación con los cuerpos subterráneos de magma. Este enfriamiento rápido no permite que los cristales crezcan y una parte de la masa fundida no cristaliza en absoluto, convirtiéndose en vidrio. Las rocas compuestas en gran parte de vidrio volcánico incluyen obsidiana , escoria y piedra pómez .
Antes y durante las erupciones volcánicas, los volátiles como el CO 2 y el H 2 O abandonan parcialmente la masa fundida mediante un proceso conocido como disolución . El magma con bajo contenido de agua se vuelve cada vez más viscoso . Si se produce una disolución masiva cuando el magma se eleva 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 5.000 m en un intento de aprovechar el calor en el lecho de roca volcánica debajo de la superficie de Islandia, golpeó una bolsa de magma a 2.100 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 la parte inferior cerca del magma. Las altas temperaturas y la presión del vapor de magma se utilizaron para generar 36 MW de energía, lo que convirtió al IDDP-1 en el primer sistema geotérmico mejorado con magma del mundo. [101]
Referencias
- ^ "Definición de magma" . Diccionario Merriam-Webster . Merriam-Webster . Consultado el 28 de octubre de 2018 .
- ^ BOWEN, NORMAN L. (1947). "MAGMAS". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 58 (4): 263. doi : 10.1130 / 0016-7606 (1947) 58 [263: M] 2.0.CO; 2 . ISSN 0016-7606 .
- ^ Greeley, Ronald; Schneid, Byron D. (15 de noviembre de 1991). "Generación de magma en Marte: cantidades, tasas y comparaciones con la Tierra, la Luna y Venus". Ciencia . 254 (5034): 996–998. Código Bibliográfico : 1991Sci ... 254..996G . doi : 10.1126 / science.254.5034.996 . ISSN 0036-8075 . PMID 17731523 . S2CID 206574665 .
- ^ Spera, Frank J. (2000), "Propiedades físicas del magma", en Sigurdsson, Haraldur (editor en jefe) (ed.), Encyclopedia of Volcanoes , Academic Press , págs. 171-190, ISBN 978-0126431407
- ^ Foulger, GR (2010). Placas vs. Plumas: Una Controversia Geológica . Wiley – Blackwell. ISBN 978-1-4051-6148-0.
- ^ Detrick, RS; Buhl, P .; Vera, E .; Mutter, J .; Orcutt, J .; Madsen, J .; Brocher, T. (1987). "Imagen sísmica multicanal de una cámara de magma cortical a lo largo de la subida del Pacífico oriental". Naturaleza . 326 (6108): 35–41. Código Bib : 1987Natur.326 ... 35D . doi : 10.1038 / 326035a0 . ISSN 0028-0836 . S2CID 4311642 .
- ^ a b Sparks, R. Stephen J .; Cashman, Katharine V. (2017). "Sistemas dinámicos de magma: implicaciones para pronosticar la actividad volcánica". Elementos . 13 (1): 35–40. doi : 10.2113 / gselements.13.1.35 . ISSN 1811-5209 .
- ^ a b MCBIRNEY, AR; NOYES, RM (1 de agosto de 1979). "Cristalización y estratificación de la intrusión Skaergaard" . Revista de Petrología . 20 (3): 487–554. Código Bibliográfico : 1979JPet ... 20..487M . doi : 10.1093 / petrology / 20.3.487 . ISSN 0022-3530 .
- ^ Taladro de científicos golpea Magma: sólo la tercera vez registrada , UC Davis News and Information, 26 de junio de 2009.
- ^ Magma descubierto in situ por primera vez . Physorg (16 de diciembre de 2008)
- ^ Puna Dacite Magma en Kilauea: Perforación inesperada en un cartel de magma activo , 2008 Eos Trans. AGU, 89 (53), Reunión de otoño.
- ^ a b Teplow, William; Marsh, Bruce; Hulen, Jeff; Spielman, Paul; Kaleikini, Mike; Fitch, David; Rickard, William (2009). "Derretimiento de dacita en el campo de pozos de Puna Geothermal Venture, Isla Grande de Hawai" (PDF) . Transacciones GRC . 33 : 989–994 . Consultado el 8 de febrero de 2021 .
- ^ a b Philpotts, Anthony R .; Ague, Jay J. (2009). Principios de la petrología ígnea y metamórfica (2ª ed.). Cambridge, Reino Unido: Cambridge University Press. págs. 19-20. ISBN 9780521880060.
- ^ a b c Schmincke, Hans-Ulrich (2003). Vulcanismo . Berlín: Springer. págs. 49–50. ISBN 9783540436508.
- ^ a b c Guijón, R .; Henríquez, F .; Naranjo, JA (2011). "Consideraciones Geológicas, Geográficas y Legales para la Conservación de Flujos Únicos de Óxido de Hierro y Azufre en los Complejos Volcánicos El Laco y Lastarria, Andes Centrales, Norte de Chile" . Geopatrimonio . 3 (4): 99–315. doi : 10.1007 / s12371-011-0045-x . S2CID 129179725 .
- ^ a b c Harlov, DE; et al. (2002). "Relaciones apatita-monacita en el mineral de magnetita-apatita de Kiirunavaara, norte de Suecia" . Geología química . 191 (1-3): 47-72. Código Bibliográfico : 2002ChGeo.191 ... 47H . doi : 10.1016 / s0009-2541 (02) 00148-1 .
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs.19 , 131.
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 132-133.
- ^ Casq, RAF; Wright, JV (1987). Sucesiones volcánicas . Unwin Hyman Inc. pág. 528. ISBN 978-0-04-552022-0.
- ↑ a b c Philpotts y Ague , 2009 , p. 23.
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 70-77.
- ↑ Schmincke , 2003 , p. 132.
- ↑ a b c Philpotts y Ague , 2009 , p. 20.
- ^ Bonnichsen, B .; Kauffman, DF (1987). "Características físicas de los flujos de lava de riolita en la provincia volcánica de Snake River Plain, suroeste de Idaho". Documento especial de la Sociedad Geológica de América . Documentos especiales de la Sociedad Geológica de América. 212 : 119-145. doi : 10.1130 / SPE212-p119 . ISBN 0-8137-2212-8.
- ^ Schmincke 2003 , págs. 21-24,132,143.
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 23-611.
- ^ Takeuchi, Shingo (5 de octubre de 2011). "Viscosidad preeruptiva del magma: una medida importante de eruptibilidad del magma" . Revista de Investigación Geofísica . 116 (B10): B10201. Código Bibliográfico : 2011JGRB..11610201T . doi : 10.1029 / 2011JB008243 .
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 1376-377.
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 23-25.
- ^ Philpotts y Ague 2009 , p. 53-55, 59-64.
- ^ Schmincke 2003 , págs. 128-132.
- ^ Arndt, NT (1994). "Komatiites arcaicos". En Condie, KC (ed.). Evolución de la corteza arcaica . Amsterdam: Elsevier. pag. 19. ISBN 978-0-444-81621-4.
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 399-400.
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 139-148.
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 606-607.
- ^ "Cinturón Volcánico Stikine: Montaña Volcán" . Catálogo de volcanes canadienses . Archivado desde el original el 7 de marzo de 2009 . Consultado el 23 de noviembre de 2007 .
- ^ Philpotts y Ague 2009 , p. 145.
- ^ Campamento de Vic, Cómo funcionan los volcanes , Tipos de lava inusuales , Universidad Estatal de San Diego , Geología
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 396-397.
- ^ Keller, Jörg; Krafft, Maurice (noviembre de 1990). "Actividad efusiva de natrocarbonatita de Oldoinyo Lengai, junio de 1988". Boletín de Vulcanología . 52 (8): 629–645. Código Bibliográfico : 1990BVol ... 52..629K . doi : 10.1007 / BF00301213 . S2CID 129106033 .
- ^ Pedone, M .; Aiuppa, A .; Giudice, G .; Grassa, F .; Francofonte, V .; Bergsson, B .; Ilyinskaya, E. (2014). "Mediciones de láser de diodo sintonizable de CO2 hidrotermal / volcánico e implicaciones para el presupuesto mundial de CO2" . Tierra sólida . 5 (2): 1209–1221. Código bibliográfico : 2014SolE .... 5.1209P . doi : 10.5194 / se-5-1209-2014 .
- ↑ Schmincke , 2003 , p. 42.
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 244-250.
- ↑ a b Schmincke , 2003 , p. 44.
- ^ Schmincke 2003 , págs. 38-41.
- ^ Pinkerton, H .; Bagdassarov, N. (2004). "Fenómenos transitorios en flujos de lava vesiculares basados en experimentos de laboratorio con materiales análogos". Revista de Vulcanología e Investigación Geotérmica . 132 (2-3): 115-136. Código bibliográfico : 2004JVGR..132..115B . doi : 10.1016 / s0377-0273 (03) 00341-x .
- ^ Schmincke 2003 , págs. 39-40.
- ^ Philpotts y Ague 2009 , p. 40.
- ^ Philpotts y Ague 2009 , p. dieciséis.
- ^ Wadsworth, Fabian B .; Witcher, Taylor; Vossen, Caron EJ; Hess, Kai-Uwe; Unwin, Holly E .; Scheu, Bettina; Castro, Jonathan M .; Dingwell, Donald B. (diciembre de 2018). "El vulcanismo silícico combinado efusivo-explosivo se extiende a lo largo de la transición multifase viscosa a quebradiza" . Comunicaciones de la naturaleza . 9 (1): 4696. Bibcode : 2018NatCo ... 9.4696W . doi : 10.1038 / s41467-018-07187-w . ISSN 2041-1723 . PMC 6224499 . PMID 30409969 .
- ^ Weidendorfer, D .; Schmidt, MW; Mattsson, HB (2017). "Un origen común de los magmas de carbonatita" . Geología . 45 (6): 507–510. Bibcode : 2017Geo .... 45..507W . doi : 10.1130 / G38801.1 .
- ^ Herzberg, C .; Asimow, PD; Arndt, N .; Niu, Y .; Lesher, CM; Fitton, JG; Cheadle, MJ; Saunders, AD (2007). "Temperaturas en manto y penachos ambientales: restricciones de basaltos, picrites y komatiites" . Geoquímica, Geofísica, Geosistemas . 8 (2): n / a. Código Bibliográfico : 2007GGG ..... 8.2006H . doi : 10.1029 / 2006gc001390 . hdl : 20.500.11919 / 1080 . ISSN 1525-2027 .
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 593-597.
- ^ a b c d usu.edu - Geología 326, "Propiedades de los magmas" , 2005-02-11
- ↑ Schmincke , 2003 , p. 50.
- ^ Richards, MA; Duncan, RA; Courtillot, VE (1989). "Basaltos de inundación y pistas de puntos calientes: cabezas y colas de plumas". Ciencia . 246 (4926): 103–107. Código Bibliográfico : 1989Sci ... 246..103R . doi : 10.1126 / science.246.4926.103 . PMID 17837768 . S2CID 9147772 .
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 6-13.
- ^ Sociedad Geológica de América, placas, penachos y paradigmas , págs. 590 y sigs., 2005, ISBN 0-8137-2388-4
- ^ Asimow, PD; Langmuir, CH (2003). "La importancia del agua para los regímenes de fusión del manto oceánico". Naturaleza . 421 (6925): 815–820. Código Bibliográfico : 2003Natur.421..815A . doi : 10.1038 / nature01429 . ISSN 0028-0836 . PMID 12594505 . S2CID 4342843 .
- ^ Campbell, IH (1 de diciembre de 2005). "Grandes provincias ígneas y la hipótesis de la pluma del manto". Elementos . 1 (5): 265–269. doi : 10.2113 / gselements.1.5.265 . ISSN 1811-5209 .
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 591-599.
- ^ Tonks, W. Brian; Melosh, H. Jay (25 de marzo de 1993). "Formación del océano de magma debido a impactos gigantes". Revista de investigación geofísica: planetas . 98 (E3): 5319–5333. Código Bibliográfico : 1993JGR .... 98.5319T . doi : 10.1029 / 92JE02726 .
- ^ Jones, Adrian P .; Price, G.David; Price, Neville J .; DeCarli, Paul S .; Clegg, Richard A. (septiembre de 2002). "Impacto inducido por el deshielo y el desarrollo de grandes provincias ígneas". Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 202 (3–4): 551–561. Bibcode : 2002E y PSL.202..551J . doi : 10.1016 / S0012-821X (02) 00824-5 .
- ^ Geoff C. Brown; CJ Hawkesworth; RCL Wilson (1992). Entendiendo la Tierra (2ª ed.). Prensa de la Universidad de Cambridge. pag. 93. ISBN 0-521-42740-1.
- ^ a b Philpotts, Ague y 2009 593 .
- ^ Philpotts y agosto de 2009 , págs. 591-599.
- ^ Homrighausen, S .; Geldmacher, J .; Hoernle, K .; Rooney, T. (2021). "Vulcanismo intraplaca". Enciclopedia de geología : 52–59. doi : 10.1016 / B978-0-12-409548-9.12498-4 . ISBN 9780081029091.
- ^ Grove, TL; Chatterjee, N .; Parman, SW; Medard, E. (2006). "La influencia del H 2 O en la fusión de la cuña del manto". Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 249 (1–2): 74–89. Bibcode : 2006E y PSL.249 ... 74G . doi : 10.1016 / j.epsl.2006.06.043 .
- ^ Stern, Robert J. (2002), "Zonas de subducción", Reviews of Geophysics , 40 (4): 24–31, Bibcode : 2002RvGeo..40.1012S , doi : 10.1029 / 2001RG000108
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 374-380.
- ^ Dasgupta, R .; Hirschmann, MM (2007). "Efecto de la concentración variable de carbonatos sobre el sólido de la peridotita del manto". Mineralogista estadounidense . 92 (2-3): 370-379. Código bibliográfico : 2007AmMin..92..370D . doi : 10.2138 / am . 2007.2201 . S2CID 95932394 .
- ^ Wyllie, Peter J .; Huang, Wuu-Liang (septiembre de 1975). "Influencia del CO2 del manto en la generación de carbonatitas y kimberlitas". Naturaleza . 257 (5524): 297–299. Código de Bibliografía : 1975Natur.257..297W . doi : 10.1038 / 257297a0 . S2CID 4267906 .
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 259-261, 394-397.
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 597-599.
- ^ Unsworth, MJ; et al. (2005). "Reología de la corteza del Himalaya y el sur del Tíbet inferida de datos magnetotelúricos". Naturaleza . 438 (7064): 78–81. Código Bibliográfico : 2005Natur.438 ... 78U . doi : 10.1038 / nature04154 . PMID 16267552 . S2CID 4359642 .
- ↑ a b Philpotts y Ague , 2009 , págs. 195-197.
- ^ Osborn, EF; Tait, DB (1952). "El sistema diópsido-forsterita-anortita" (PDF) . Soy. J. Sci . 250 : 413–433 . Consultado el 9 de febrero de 2021 .
- ^ Zou, Haibo; Zindler, Alan (febrero de 1996). "Restricciones sobre el grado de fusión dinámica parcial y la composición de la fuente utilizando relaciones de concentración en magmas". Geochimica et Cosmochimica Acta . 60 (4): 711–717. Código Bibliográfico : 1996GeCoA..60..711Z . doi : 10.1016 / 0016-7037 (95) 00434-3 .
- ^ Haase, Karsten M. (octubre de 1996). "La relación entre la edad de la litosfera y la composición de los magmas oceánicos: limitaciones en la fusión parcial, fuentes del manto y la estructura térmica de las placas". Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 144 (1–2): 75–92. Bibcode : 1996E y PSL.144 ... 75H . doi : 10.1016 / 0012-821X (96) 00145-8 .
- ^ Farahat, Esam S .; Zaki, Rafat; Hauzenberger, Christoph; Sami, Mabrouk (noviembre de 2011). "Granitoides peraluminosos calco-alcalinos neoproterozoicos del plutón Deleihimmi, Desierto Central Oriental, Egipto: implicaciones para la transición de la evolución tectonomagmática tardía a posterior a la colisión en el Escudo Árabe-Nubio del Norte". Revista geológica . 46 (6): 544–560. doi : 10.1002 / gj.1289 .
- ^ Philpotts y Ague 2009 , p. 400.
- ^ Albarède, Francis (2003). Geoquímica: una introducción . Prensa de la Universidad de Cambridge. ISBN 978-0-521-89148-6.
- ^ Faul, Ulrich H. (2001). "Derretir la retención y la segregación debajo de las dorsales oceánicas". Naturaleza . 410 (6831): 920–923. Código bibliográfico : 2001Natur.410..920F . doi : 10.1038 / 35073556 . ISSN 0028-0836 . PMID 11309614 . S2CID 4403804 .
- ^ Philpotts y Ague 2009 , p. 400, 599.
- ^ Barros, Renata; Menuge, Julian F. (julio de 2016). "El origen de las pegmatitas de espodumena asociadas con el granito Leinster en el sudeste de Irlanda". El mineralogista canadiense . 54 (4): 847–862. doi : 10.3749 / canmin.1600027 . hdl : 10197/11562 .
- ^ Harris, NBW; Inger, S. (marzo de 1992). "Modelado de oligoelementos de granitos derivados de la pelita". Contribuciones a la mineralogía y la petrología . 110 (1): 46–56. Código bibliográfico : 1992CoMP..110 ... 46H . doi : 10.1007 / BF00310881 . S2CID 129798034 .
- ↑ a b Philpotts y Ague , 2009 , p. 321.
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs. 200.
- ^ Bowen, NL (1915). "Cristalización-diferenciación en líquidos silicatos". Revista estadounidense de ciencia . 4 (230): 175-191. Código Bibliográfico : 1915AmJS ... 39..175B . doi : 10.2475 / ajs.s4-39.230.175 .
- ^ Philpotts y Ague 2009 , págs.378.
- ^ Thy, P .; Tegner, C .; Lesher, CE (1 de octubre de 2009). "Temperaturas Liquidus del magma Skaergaard". Mineralogista estadounidense . 94 (10): 1371-1376. Código Bibliográfico : 2009AmMin..94.1371T . doi : 10.2138 / am . 2009.3058 . S2CID 128524162 .
- ^ Luth, William C .; Jahns, Richard H .; Tuttle, O. Frank (15 de febrero de 1964). "El sistema de granito a presiones de 4 a 10 kilobares". Revista de Investigación Geofísica . 69 (4): 759–773. Código Bibliográfico : 1964JGR .... 69..759L . doi : 10.1029 / JZ069i004p00759 .
- ^ Philpotts y col .
- ^ Jackson, Julia A., ed. (1997). "Magma primario". Glosario de geología (Cuarta ed.). Alejandría, Viriginia: Instituto Geológico Americano. ISBN 0922152349.
- ↑ a b Philpotts y Ague , 2009 , p. 316.
- ^ Kuroda, N .; Shiraki, K .; Urano, H. (diciembre de 1978). "Boninita como posible magma primario calco-alcalino". Boletín Volcanologique . 41 (4): 563–575. Bibcode : 1978BVol ... 41..563K . doi : 10.1007 / BF02597387 . S2CID 129262580 .
- ^ Schoenberg, R .; Nägler, Th.F .; Gnos, E .; Kramers, JD; Kamber, BS (septiembre de 2003). "La fuente del gran dique, Zimbabwe y su importancia tectónica: evidencia de isótopos Re-Os". La Revista de Geología . 111 (5): 565–578. Código bibliográfico : 2003JG .... 111..565S . doi : 10.1086 / 376766 . S2CID 129598002 .
- ^ Moecher, David P .; Samson, Scott D .; Miller, Calvin F. (mayo de 2004). "Tiempo y condiciones precisas del metamorfismo de facies de granulita taconiana pico en el orógeno de los Apalaches del Sur, Estados Unidos, con implicaciones para el comportamiento de circón durante eventos de fusión de la corteza". La Revista de Geología . 112 (3): 289-304. Código bibliográfico : 2004JG .... 112..289M . doi : 10.1086 / 382760 . S2CID 109931682 .
- ^ Jackson 1997 , "Magma parental".
- ^ Philpotts y Ague 2009 , p. 80.
- ^ Wilfred Allan Elders, Guðmundur Ómar Friðleifsson y Bjarni Pálsson (2014). Revista de geotermia, vol. 49 (enero de 2014) . Elsevier Ltd.