Introducción al Magmatismo y la Petrología Ígnea
El Magmatismo es el proceso geológico que abarca desde la formación del magma hasta su solidificación y la consecuente formación de rocas magmáticas (o ígneas).
Definición y Fases del Magma
El Magma es una masa fundida de silicatos que contiene gases disueltos y minerales sólidos en suspensión, mantenida a altas temperaturas.
Fases Constituyentes del Magma
- Fase Fundida: Formada principalmente por iones tetraédricos de silicio y oxígeno.
- Fase Gaseosa: Compuesta por gases a alta presión disueltos en la fase fundida (volátiles).
- Fase Sólida: Minerales que ya han comenzado a cristalizar.
Grupos Minerales según su Abundancia
- Minerales Petrogenéticos: Constituyen la mayor proporción y son cruciales para la clasificación de la roca (ejemplos: olivino, biotita).
- Minerales Accesorios: Presentes en pequeña proporción y no modifican la clasificación de la roca (ejemplos: rutilo, magnetita).
- Minerales Secundarios: Formados por alteración en una etapa posterior a la consolidación de la roca (ejemplos: talco, calcita).
Factores que Determinan el Grado de Viscosidad del Magma
- Composición Química: Un magma con mayor contenido de sílice (SiO₂) es más viscoso.
- Contenido en Gases: La presencia de agua y otros gases disueltos disminuye la viscosidad del magma. Los gases, sin embargo, aumentan la presión interna del magma.
- Minerales Sólidos en Suspensión: Un alto contenido de sólidos aumenta la viscosidad.
- Temperatura: A mayor temperatura, el magma es más fluido.
- Presión: A menor presión, el magma tiende a ser más viscoso.
Tipos de Magma
- Magma Basáltico: Se forma por fusión parcial de peridotitas del manto. Presenta temperaturas más altas y menor viscosidad. Origina rocas oscuras y duras (ejemplo: basalto).
- Magma Andesítico: Se forma por la fusión del basalto de la corteza que subduce.
- Magma Granítico: Se genera en zonas de subducción por fusión de materiales de la corteza continental.
Clasificación de Silicatos según Polimerización
La estructura de los silicatos se clasifica según el grado de polimerización de los tetraedros de SiO₄:
- Grado 0 (Sin Polimerización): NESOSILICATOS (ejemplo: Olivino).
- Grado 1 (Una Polimerización): SOROSILICATOS (ejemplo: Epidota).
- Grado 2 (Dos Polimerizaciones): CICLOSILICATOS (ejemplos: Berilo, Turmalina).
- Grado 2 (Cadenas):
- Cadena Sencilla: INOSILICATOS (ejemplo: Piroxenos).
- Cadena Doble: ANFÍBOLES.
- Grado 3 (Tres Polimerizaciones): FILOSILICATOS (ejemplos: Micas, minerales de arcilla).
- Grado 4 (Cuatro Polimerizaciones): TECTOSILICATOS (ejemplos: Cuarzo, feldespatos).
La Serie de Reacción de Bowen
La Serie de Bowen describe el orden en que los minerales cristalizan a partir de un magma en enfriamiento. Se divide en dos ramas principales:
1. Serie Continua
Un mineral cambia de composición mediante la sustitución de iones sin que su estructura cristalina se destruya. El ejemplo clásico son las plagioclasas.
Las plagioclasas cálcicas se transforman en sódicas sin variar la estructura, constituyendo una serie isomórfica. El sodio (Na) sustituye al calcio (Ca) a medida que el aluminio (Al) deja de sustituir al silicio (Si) en la base estructural de estos tectosilicatos. Esto produce un defecto de carga que es compensado por iones como Na, Ca y K, dando origen a los feldespatos.
Las reacciones totalmente continuas son difíciles de completar durante el enfriamiento debido a dos factores:
- La difusión entre sólidos es mucho más lenta que el crecimiento de los cristales.
- Los cristales se separan frecuentemente del líquido magmático.
2. Serie Discontinua
Un mineral estable deja de serlo al disminuir la temperatura y reacciona con el magma para formar un mineral de distinta composición y estructura al anterior (ejemplo: el olivino pasa a piroxeno).
Los minerales de esta serie tienen un punto de cristalización más alto. La diferencia con la serie continua es que aquí la estructura sí va cambiando hacia estructuras más polimerizadas a medida que el magma se enfría y reacciona con el sílice y el agua. Si la reacción no es completa, se forman cristales concéntricos, donde puede aparecer un núcleo de olivino rodeado por piroxeno.
Nota importante: No todos los minerales de la serie de Bowen aparecen finalmente en la misma roca consolidada.
Fases de Consolidación Magmática
La consolidación del magma se produce en etapas sucesivas a medida que desciende la temperatura:
1. Fase Ortomagmática
El magma desciende su temperatura y se produce la diferenciación. Cristalizan los minerales melanocratos (oscuros), como el olivino, y los leucocratos (claros), como la anortita.
2. Fase Pegmatítico-Neumatolítica
La temperatura es menor y el contenido en materiales volátiles es alto, lo que incrementa la presión del magma. El enfriamiento es más rápido y su consolidación da lugar a las rocas pegmatíticas o filonianas. La cristalización en un medio rico en fluidos permite el crecimiento de grandes cristales. Cristalizan micas, feldespatos y cuarzo.
3. Fase Hidrotermal
La temperatura ha descendido hasta aproximadamente 300ºC, quedando una fase líquida importante. Se consolida el magma residual, formando minerales como los sulfuros. Con frecuencia, estas soluciones hidrotermales transportan compuestos metálicos en disolución y son la causa de la formación de yacimientos minerales útiles en las zonas periféricas.
Mecanismos de Consolidación y Diferenciación Magmática
1. Diferenciación Magmática
Al enfriarse el magma, comienzan a formarse pequeños cristales. Estos cristales se separan del magma residual, dejando a este último con una composición diferente a la de partida. Este proceso se conoce como Cristalización Fraccionada. Los mecanismos para separar los cristales del magma son:
a) Acción de la Gravedad (Diferenciación Gravitatoria)
Los cristales más densos caen al fondo de la cámara magmática. La acumulación de piroxenos y plagioclasa cálcica da lugar a un magma residual pobre en Ca, Mg y Fe, y rico en sílice. Si el proceso de cristalización se interrumpe, el magma residual habrá pasado de basáltico a intermedio o ácido (por ejemplo, un magma granítico puede diferenciarse a partir de uno basáltico).
b) Filtrado a Presión
El magma migra de la cámara debido a la compresión. Si actúan presiones cuando la cristalización está avanzada, la malla de minerales ya formados queda comprimida y el líquido residual es exprimido hacia otros lugares. Al cristalizar, este líquido origina una roca diferente a la que constituyeron los minerales formados al principio. La roca formada por el líquido residual puede aparecer en forma de vetas que atraviesan las rocas circundantes o la propia roca formada.
c) Transporte Gaseoso
Los gases liberados forman burbujas que escapan a través de la malla de minerales ya formados, arrastrando consigo al líquido residual. Este líquido, al cristalizar, forma una roca de composición diferente a la que formaron los primeros minerales cristalizados.
2. Asimilación
El magma funde porciones de las rocas encajantes, alterando así su composición (contaminación). Esta contaminación puede ser bidireccional; a veces, los elementos más móviles del magma pueden reaccionar con las paredes de la cámara, produciendo metasomatismo.
Con frecuencia, quedan enclaves reconocibles de la roca encajante dentro de la roca magmática consolidada, denominados xenolitos o gabarros. Los cambios que ocurren son:
- El magma funde minerales de la roca encajante cuyo punto de fusión es inferior al del magma, lo que acelera su cristalización.
- Los minerales de la roca encajante con punto de fusión mayor a la temperatura del magma invasor no se funden, pero se producen reacciones entre los minerales y el magma, transformándose en otros minerales de la serie de Bowen.
- Los minerales de la roca encajante que están en equilibrio físico-químico con el magma invasor se conservan sin transformarse, siendo englobados por el magma.
El proceso de asimilación es la causa de que un magma primario o juvenil se convierta en uno secundario o palingenético.
3. Mezcla de Magmas
Un magma ya diferenciado se pone en contacto con un nuevo magma primario. El nuevo magma, al ser más caliente y fluido (menos denso), tiende a desalojar al magma diferenciado del techo de la cámara. Al romperse el techo a causa de la presión añadida por el nuevo magma, los volátiles del magma diferenciado se liberan, provocando una erupción paroxística y un vuelco convectivo generalizado en la cámara.