Semana 3

MAGMATISMO:

Magma (del latín magma y éste del griego μάγμα, «pasta») es el nombre que reciben las masas de rocas fundidas del interior de laTierra u otros planetas. Suelen estar compuestos por una mezcla de líquidos, volátiles y sólidos¹

Cuando un magma se enfría y sus componentes cristalizan se forman las rocas ígneas, que pueden ser de dos tipos: si el magma cristaliza en el interior de la tierra se forman las rocas plutónicas o intrusivas, pero si asciende hacia la superficie, la materia fundida se denomina entonces lava, y al enfriarse forma las rocas volcánicas o efusivas (intrusivas y efusivas son términos en desuso).

Generacion Del Magma:

Tipos de magmas

Los magmas más comunes responden a tres tipos principales, basálticos, andesíticos y graníticos.²

• Magmas basálticos: pueden ser toleíticos, ricos en sílice y producidos en las dorsales, o alcalinos, ricos en sodio y potasio, producidos en zonas del interior de las placas tectónicas. Son los más comunes.
• Magmas andesíticos: son ricos en sílice y minerales hidratados, como anfíboles o biotitas. Se forman en todas las zonas de subducción, ya sean de corteza continental uoceánica.
• Magmas graníticos: tienen el punto de fusión más bajo y pueden formar grandes plutones. Se originan en zonas orogénicas como los andesíticos, pero a partir de magmas basálticos o andesíticos que atraviesan y funden rocas igneas o sedimentarias metamorfizadas de la corteza que, al incorporarse al magma, alteran su composición.

Por otra parte, según su composición mineral, el magma puede clasificarse en dos grandes grupos: máficos y félsicos. Básicamente, los magmas máficos contienen silicatos ricos en magnesio y hierro, mientras que los félsicos contienen silicatos ricos en sodio y potasio.

Zonas De Consolidacion Del Magma:

La composición de los magmas puede variar en función de varios procesos:²

• Diferenciación: durante el enfriamiento de un magma el orden de cristalización de los minerales depende de su punto de fusión, cristalizando primero los de punto de fusión más alto y por último los de más bajo (cristalización fraccionada). La composición del magma restante (magma residual) va variando en este proceso. En magmas basálticos este orden está definido por las denominadas series de Bowen. Si los cristales formados o el magma residual no se desplazaran, la roca resultante tendría la misma composición global que el magma inicial, pero la diferenciación se produce porque los cristales que se van formando pueden ir cayendo y acumularse en las zonas inferiores de la cámara magmática (diferenciación gravitatoria), o el magma residual puede migrar por disminución del tamaño de la cámara (filtrado por presión) o se pueden formar burbujas ricas en sodio y potasio, elementos más ligeros, que se desplazan hacia el techo de la cámara (transporte gaseoso).
• Asimilación: cuando el magma funde parte de la roca encajante y la integra en su composición, que varía proporcionalmente según la naturaleza del nuevo volumen de roca fundida incorporada.
• Mezcla: cuando se mezclan dos magmas de diferente origen y naturaleza, aunque lo normal es la mezcla de magmas de la misma procedencia, uno ya diferenciado con otro nuevo, primario y más caliente que lo incorpora.

Temperaturas y puntos de fusión

La temperatura a la que se empiezan a formar los fundidos ricos en sílice varía entre los 700 y los 900 °C, mientras que los pobres en sílice se empiezan a formar entre los 1200 y los 1300 °C.³

Se denomina punto de solidus a la temperatura en la que empieza a fundirse una roca y punto de liquidus a la temperatura en la que la fusión es total. Tanto la presencia de agua como una disminución de la presión pueden bajar los puntos de solidus y liquidus de una roca, facilitando la formación de magmas sin aumentar la temperatura.²

Formación de magmas

Situaciones de formación de magmas bajo corteza oceánica.

El 80 % del magmatismo se produce en los bordes constructivos de las placas tectónicas, bajo las dorsales oceánicas, y el resto en zonas de subducción y en regiones localizadas en el interior de las placas, por efecto de puntos calientes.²

• Magmatismo de dorsales: la fusión bajo las dorsales puede deberse a la disminución de la presión en las rocas como consecuencia de su ascenso por los movimientos convectivos, en sólido, del manto. El ascenso a la superficie de estos magmas primarios y sin diferenciar es el origen de las inmensas masas basálticas de los fondos oceánicos.
• Magmatismo en zonas de subducción: la fusión se produce por el aumento de la temperatura por la compresión de la litosfera que subduce y fricción con las rocas del manto, a lo que se añade el agua que libera y asciende, que disminuye el punto de solidus de las rocas superiores. Se forman los magmas que darán lugar a los batolitos típicos de las zonas orogénicas.
• Magmatismo intraplaca: es debido a la acción de puntos calientes, tanto bajo corteza continental como oceánica. Las grandes fracturas litosféricas intraplaca también pueden producir magmatismo por fusión de rocas del manto, como se observa por la asociación de estas fallas con la presencia de volcanes.

Ciclos magmáticos

A lo largo de la historia temprana del planeta se han producido al menos tres supereventos magmáticos, los episodios de mayor formación de rocas ígneas del registro geológico. Están separados entre sí unos 800 millones de años (Ma): el más antiguo e intenso hace unos 2700 Ma, en el Neoarcaico, otro hace 1900 Ma, en el Orosírico y el tercero hace 1200 Ma, en el límite Ectásico-Esténico. En cada uno de ellos se habrían formado grandes mesetas basálticas que habrían contribuido al aumento de las masas continentales en periodos de tiempo relativamente cortos.⁴

Para explicar estos supereventos, algunos autores, como el tectónico Kent Condie en 1998,⁵ han propuesto que el mecanismo habría sido producido por unas avalanchas gravitacionales gigantescas de material del manto superior y la corteza, que caerían desde el límite del manto superior con el inferior (a 670 km de profundidad) hasta el mismo límite del núcleo externo (a unos 2900 km de la superficie), atravesando todo el manto inferior (unos 2230 km de espesor). Como consecuencia se formarían numerosas perturbaciones en forma de plumas del manto que, ascendiendo hasta la corteza, darían lugar al citado magmatismo.⁴

El origen de estas avalanchas periódicas del manto estaría en los cambios físicos de los fragmentos de litosfera que han subducido hasta los 670-700 km de profundidad, cotas en las que encuentran resistencia a subducir más y se horizontalizan. La masa de litosfera que ha subducido, de hasta 100 km de espesor y más fría que el manto que la envuelve, puede tardar varios millones de años en alcanzar la temperatura que facilite, junto con la mayor presión de estos niveles, la densificación de los minerales que la componen (paso de peridotitas a eclogitas). Cuando la nueva situación de densidad de la masa litosférica subducida se vuelve inestable, se produciría el derrumbe en avalancha hasta el núcleo.⁶

Este proceso se habría repetido varias veces pero, como cada evento implica una importante pérdida de calor en el manto, cada repetición del ciclo habría sido de menor intensidad que la precedente. Se podrían explicar asimismo por este mecanismo los picos de magmatismo, de mucha menor intensidad que los anteriores, del final delPaleozoico, hace unos 300 Ma, y del Cretácico medio, hace unos 100 Ma.

Magmatismo extrusivo:

Plutones · Las rocas plutónicas son denominadas también intrusivas porque el magma del que provienen se introduce en otras rocas y se consolida entre ellas. El nombre general para cualquier intrusión es el de plutón; un plutón no es más que una cámara magmática enfriada y convertida en roca. · Batolito: es un plutón de grandes dimensiones (cientos o miles de kilómetros cuadrados de extensión). · Sill: es un cuerpo plano de roca intruída en forma paralela a las estructuras encajantes (son concordantes). 

· Lacolito: tiene la base plana y el techo en cúpula. Son también concordantes. · Lopolito: tiene base y techo cóncavo hacia arriba. También es concordante con las estructuras de la roca encajante. · Diques: son capas tabulares que cortan a las estructuras (no son concordantes). 

Volcanes · Las estructuras típicas formadas por las rocas volcánicas se denominan volcanes o edificios volcánicos. · La estructura del edificio volcánico depende, sobre todo, de la viscosidad del magma. Los magmas son más viscosos cuanto más fríos (mayor proporción de cristales) y ricos en sílice (que forman estructuras complejas que aumentan el rozamiento interno). · Si la viscosidad es baja, el magma fluye de la cámara magmática a través de la chimenea, sale a la superficie por el cráter y se extiende por la superficie formando coladas de lava (magma desgasificado), mientras que los volátiles que siempre hay en una cámara magmática se liberan formando fuentes de lava. · En cambio, si el magma es viscoso, las burbujas de volátiles lo fragmentan al escapar. Estos fragmentos se denominan piroclastos y son lanzados al aire por los volátiles. · Por último, si la viscosidad es máxima, los gases quedan retenidos y, cuando escapan, se deslizan a favor de las pendientes arrastrando fragmentos de magma semisólido y formando lo que se conoce como nube ardiente o colada piroclástica.

Tipos de edificios volcánicos El volcán en escudo, está formado tan sólo por coladas (casi siempre de basaltos). El volcán compuesto o estratovolcán, está formado por coladas y capas de piroclastos alternantes (frecuentemente de composición andesítica ambos). Los conos de escorias están formados solamente por piroclastos básicos o intermedios. El domo está formado por capas de magma ácido que no llegan a abandonar el conducto, creciendo sobre el (pitón) y liberando ocasionalmente los volátiles en coladas piroclásticas. Las calderas son depresiones de gran tamaño (2-20 km de diámetro) y forma circular o elíptica que se han formado, en la mayoría de los casos, por colapso del techo de una cámara magmática semivacía tras una erupción masiva. En otros casos (casi siempre calderas de menos de 5 km) pueden haberse formado por explosión de la cumbre de un edificio volcánico.

 MAGMATISMO INTRUSIVO:

 C. Criterios de clasificación de las rocas ígneas 

1. Textura · La textura de una roca hace referencia a la disposición relativa de sus componentes, es decir, su grado de cristalización, el tamaño de los minerales y su disposición · La textura de una roca ígnea depende fundamentalmente de cómo se haya producido el enfriamiento del magma: † En las rocas plutónicas, el enfriamiento ha sido lento, por lo que los minerales formados serán todos de tamaño parecido, visibles a simple vista y sin orientación alguna. Estas características definen la textura holocristalina o granuda. † En las volcánicas, la solidificación es rápida, por lo que los minerales que empiezan a cristalizar no tienen tiempo para crecer, o bien, si el enfriamiento es muy rápido, los iones del magma no tienen tiempo para ordenarse formando estructuras cristalinas, por lo que solidifica en estado amorfo o vítreo. Las rocas así formadas pueden tener: + textura vítrea, si son totalmente vítreas; + textura porfídica, con cristales que se pueden apreciar a simple vista (fenocristales) rodeados de una pasta vítrea o microcristalina. † Las rocas subvolcánicas pueden presentar textura porfídica (pórfidos), como la de las rocas volcánicas, textura aplítica (aplitas), formada por cristales que tienen todos, aproximadamente, el mismo tamaño, aunque mucho más pequeños que en las rocas plutónicas, o textura pegmatítica (pegmatitas), en la que hay cristales grandes, del orden de centímetros o incluso decímetros, a veces.

 2. Composición química · Como el elemento más abundante en las rocas ígneas es el oxígeno, es frecuente que se dé su composición química en forma de óxidos, aunque, como se sabe, los minerales más abundantes de las rocas ígneas son los silicatos. · Como el segundo elemento más abundante es el silicio, el contenido de sílice (SiO2) en una roca es significativo. El contenido global de sílice varía entre el 35 y el 80%. · Atendiendo a este criterio se distinguen los siguientes grupos de rocas ígneas: † Silícicas o ácidas (%SiO2 - > 66%). Más ricas en Na y K, más pobres en Ca, Mg y Fe. † Intermedias (%SiO2 - 52-66%) † Básicas o máficas (%SiO2 - 45-52%). Más pobres en Na y K, más ricas en Ca, Mg y Fe. † Ultrabásicas o ultramáficas (%SiO2 - < 45%) Los términos ácido y básico no tienen aquí el mismo significado que en química.

 3. Composición mineralógica · Los minerales ricos en sílice son de colores claros, por lo que reciben el nombre de leucocratos. Estos minerales se denominan también félsicos y no contienen Fe ni Mg. Son el cuarzo, los feldespatos y la moscovita. Son abundantes en las rocas ácidas. · Los silicatos ricos en Fe y Mg (máficos) son de colores oscuros , por lo que se denominan melanocratos. Son el olivino, los piroxenos, los anfíboles y la biotita. Son más abundantes en las rocas básicas. · En general, cada roca plutónica tiene su equivalente volcánica, aunque presentan ciertas diferencias debidas a su distinto modo de solidificación. Las rocas plutónicas suelen contener hornblenda y biotita, que no aparecen en las rocas volcánicas, ya que requieren para su formación temperaturas relativamente bajas y presencia de componentes volátiles. · En los vidrios volcánicos no se pueden seguir criterios mineralógicos para su clasificación. · Los criterios más frecuentes en la clasificación de las rocas ígneas son: † Presencia de cuarzo. † Presencia y tipo de feldespatos. † Especies presentes de minerales ferromagnesianos. † Presencia de feldespatoides.

MAGMATISMO INTRUSIVO:

Es la ascensión del magma desde los profundos focos de la res regiones subcorticales y penetra en la corteza terrestre sin alcanzar su superficie y se solidifica a diferentes profundidades.

INTRUSIONES MAGMATICAS

1) SILL.- Son plutones tabulares y concordantes, cuya potencia varia de centímetros asta metros. Se diferencia de una lava enterrada en que es más moderna que las rocas encajonantes; además, sus superficies son mas regulares.

2) DIQUES.-Son plutones tabulares discordantes formados por la intrusión de magma atravez de fracturas que corta a las rocas encajonantes. Su potencia varia entre centímetros a metros, y s u longitud puede alcanzar varios kilómetros.

3) BATOLITOS.-Son grandes plutones masivos y discordantes, mayores de 100 km² cuyo tamaño aumenta con la profundidad y que hoy están en superficie por consecuencia de la erosión de las rocas que las cubrían inicialmente. Su parte superior es un domo de donde se proyectan diques y otros cuerpos ígneos menores.

4) LACOLITOS.-Son plutones masivos y concordantes en forma lenticular, que deforma los estratos superiores, cuya base es aplanada y presenta una convexidad en el techo.

5) STOCK.-Son plutones masivos y discordantes, el tamaño de sus afloramientos son menores a los 100 km².

ORDEN DE CRISTALIZACION SEGÚN BOWEN

Vulcanismo En El Peru:

✍ El vulcanismo andino tiene profundas relaciones con el plutonismo andino en general. Las cumbres que sobresalen y dominan las punas, son estructurales unas y conos volcánicos otras. Dollfus, considera que algunos picos de los andes centrales, pueden ser “agujas volcánicas” que emergieron por sobre los relieves existentes; sin embargo, en los casos por el estudiado:

✍ Mishi Panahui y Huacravilca; debido a la dificultad que presenta la investigación por existir “abundancia de depósitos morrénicos” considera que se presenta a dilucidar el problema de: “forma volcánica de superficie o bien relieve residual”; anotando a continuación “que es fuertemente posible que sean lo uno y lo otro (volcánico y residual) pero sin que pueda evaluar cual es la parte debido a la erosión diferencial en el modelado de esos relieves “.

✍ En los Andes del sur, conos volcánicos como el Misti, Chachani, Ubinas, etc, se levantan por encima de los 5500 m.s.n.m.

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