Magmatismo

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AMBIENTE MAGMÁTICO

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Condiciones de formación de un magma Las rocas ígneas suponen el 80% del total de las rocas de la corteza. El ambiente magmático viene definido por presiones y temperaturas altas que dan lugar a materiales fundidos denominados magma (etimológicamente = pasta).

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Condiciones de formación de un magma Un magma es una mezcla de silicatos fundidos a altas temperaturas (700-1000 ºC) procedentes de la fusión de rocas del manto (astenosfera, entre 75-250 km de profundidad- o más profundo) y que contienen un alto % de agua y sustancias (CO2, Cl, F, Br, …), volátiles -estado gaseoso- a presiones normales, que permanecen en estado fundido debido a las grandes presiones del interior terrestre.

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Condiciones de formación de un magma

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Condiciones de formación de un magma Al tratarse de una mezcla compleja, los magmas no tienen un único punto de fusión sino un intervalo de fusión, condiciones en las que se produce la transición entre el estado solidus (previo a la fusión) y liquidus (tras la fusión de todos los componentes).

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Condiciones de formación de un magma Para fundir un material se necesita: Aumentar la temperatura (DT). Disminuir la presión (-DP). Presencia de volátiles o agua En las “áreas calientes” del planeta, como las dorsales, este aumento se logra a bajas profundidades (20-30 km) y en otras zonas del planeta, a profundidades astenosféricas. Mediante fracturas, del modo similar a como un globo estalla si se le pincha, o bien si se produce un ascenso de materiales (por fusión de las rocas superiores, por elevaciones isostáticas, por hundimiento del techo de la cámara magmática, …) El punto de fusión de los materiales disminuye con la presencia de sustancias volátiles o agua.

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Condiciones de formación de un magma En el manto terrestre nunca se alcanza el solidus de las peridotitas, la roca principal del manto (aunque se acerca mucho en las dorsales).

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Condiciones de formación de un magma Sin embargo el solidus del basalto se supera entre los 70-250 km. A esa profundidad, existen sobre todo, peridotitas mezcladas con algunos basaltos. Por ello se suponía que existía una fusión de un 1-2% de la totalidad de los materiales (los basaltos), mientras que el resto permanecen en un estado de fusión incipiente (a punto de fundir): esta región fue denominada astenosfera aunque hoy es un concepto ya rechazado.

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Condiciones de formación de un magma Este porcentaje de fusión no es suficiente para formar bolsas de magmas. Sólo si la T se eleva lo suficiente o la P disminuye, podrá aumentarse este porcentaje de fusión y generar los magmas que se manifiestan en superficie. Estas condiciones se dan en los bordes de placa y en los llamados puntos calientes, zonas del planeta en la que la temperatura se eleva enormemente en el interior terrestre debido al ascenso de plumas de magma procedentes del manto profundo.

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Condiciones de formación de un magma A partir de cierta profundidad (>300 km), aunque las temperaturas siguen aumentando, debido a que también se eleva la presión con la profundidad (presión litostática o presión de las capas de rocas que se encuentran encima de un punto determinado), con lo cual el punto de fusión es demasiado alto para que pueda ser superado con la temperatura del interior terrestre

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Origen de los magmas Mantélicos Provienen de la fusión del manto Es el magma principal (basáltico) Sus temperaturas son altas: 1000-1200 ºC Presentan bordes netos de intrusión El tamaño de grano aumenta de los bordes hacia al centro (enfriamiento posterior a la intrusión) Generan aureolas metamórficas claras Diques divergentes del plutón Anatéxicos Provienen de la fusión de rocas de la corteza al ser enterradas a grandes profundidades (DP): ultrametamorfismo Es un magma secundario, más ácido Sus temperaturas son menores (<900 ºC) Sin bordes netos de intrusión (la fusión es progresiva) No muestra claramente gradación del tamaño de grano, aureolas o diques.

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Composición de los magmas Las rocas magmáticas tienen una composición silicatada con una mezcla variable de óxidos. Según su contenido en sílice (SiO2) las rocas magmáticas se clasifican en: rocas ácidas > 65 % rocas intermedias 65 - 55 rocas básicas 55 - 45 rocas ultrabásicas < 45 Los magmas primarios son muy básicos (dorsales). A medida que incorporan otros materiales o sufren cambios se van acidificando (orógenos, islas volcánicas, zonas de intraplaca)

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Viscosidad de los magmas Es lo opuesto a la fluidez. La viscosidad determina: Movilidad de un magma (aumenta la fricción) Complejidad cristalina (se enfría más lentamente) Explosividad de un magma (atrapa los gases en el interior) La viscosidad varía con diferentes factores: El DT El DP El D[volátiles] El D acidez -D la viscosidad D la viscosidad -D la viscosidad (D la explosividad) D la viscosidad (D [cristales])

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Tipos de rocas magmáticas Los cristales de un magma se forman por disminución de la temperatura (solidificación), originando las rocas ígneas o magmáticas. Según el modo de enfriamiento: PLUTÓNICAS FILONIANAS VOLCÁNICAS Enfriamiento lento a grandes profundidades Proceden de magmas ácidos (viscosos) Granito Enfriamiento en el interior de grietas y fracturas a profundidad media Pegmatita Pórfido Aplita Enfriamiento rápido en la superficie terrestre Proceden de magmas básicos (fluidos) Basalto

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Cristalización fraccionada No todos los minerales cristalizan a la vez en un magma sino cuando se rebaja su punto de fusión (curva de solidus) Se dice que la cristalización es fraccionada. Estos procesos se esquematizan con las series de Bowen

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Minerales leucocratos y melanocratos Los minerales leucocratos: Tienen colores claros Tiene puntos de fusión bajos Son ácidos Tienen densidades bajas Los minerales melanocratos: Tienen colores oscuros Tiene puntos de fusión altos Son básicos Tienen densidades altas (ferromagnesianos)

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Series de Bowen -D Temperatura D Acidez Los minerales melanocratos forman una serie discontinua, basada en el polimorfismo. A medida que se enfría el magma, la parte fundida reacciona con la parte sólida y unos minerales se transforman en otros.

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Series de Bowen -D Temperatura D Acidez Los minerales leucocratos forman una serie continua, basada en el isomorfismo, apareciendo formas minerales intermedias que se reemplazan entre sí.

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Series de Bowen -D Temperatura D Acidez Ambas series coexisten y culminan en el cuarzo: máxima acidez, máxima complejidad cristalina.

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Series de Bowen -D Temperatura D Acidez Para unos valores de P y T coexisten distintos minerales y se forman diferentes rocas: combinando minerales de series distintas combinando minerales próximos en la misma serie R. VOLCÁNICA R. PLUTÓNICA

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Series de Bowen En una roca no están todos los minerales estables a temperaturas más altas sino que unos desaparecen y son sustituidos por otros. El requisito para culminar las series de Bowen es que halla suficiente sílice y agua en el medio: Si el magma es hiposilícico (básico, fluido)  series incompletas (rocas volcánicas, generalmente) Si el magma es hipersilício (ácido, viscoso)  series completas (GRANITOS: cuarzo, ortosa, mica) Si se pierde agua, el punto de fusión aumenta y el magma cristaliza bruscamente, interrumpiéndose la serie.

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Series de Bowen Los minerales formados a mayor T tienden a cristalizar correctamente y con buen desarrollo. Los demás, rellenan huecos. Si se interrumpe la serie, ser formará una mezcla de FENOcristales, MICROcristales y pasta AMORFA.

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Fases de la consolidación magmática Al enfriarse el magma, se producen tres fases sucesivas de cristalización: 1. Fase ortomagmática: Constituye la fase principal de la cristalización magmática. Se produce en el interior de la cámara magmática. Abarca desde el origen del magma hasta que éste desciende su temperatura hasta los 500 ºC Cristalizan la mayor parte de los minerales de punto de fusión alto (básicos, densos y oscuros) Debido a la densidad, se produce una segregación mineral hacia el fondo de la cámara quedando un residuo rico en sílice (ácido) y volátiles. F. ortomagmática

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Fases de la consolidación magmática 2. F. pegmatítico-neumatolítica Se produce a una temperatura de unos 500 ºC. El cuarzo y la ortosa cristalizan a la vez y traban los demás minerales, formando la roca. Queda un líquido residual rico en volátiles, que sale a presión por las grietas de la cámara magmática solidificándose en su interior. Se originan rocas filonianas: pegmatitas. En el contacto con estos fluidos, las rocas encajantes intercambian elementos con el magma produciéndose un cambio en composición llamado pirometasomatismo (metasomatismo a alta temperatura) que puede originar concentraciones minerales (en calizas, dolomías) F. pegmatítico-neumatolítica

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Fases de la consolidación magmática 3. Fase hidrotermal: Entre 400 y 100 ºC, al final del proceso. Tras las fases anteriores quedan soluciones acuosas a alta temperatura con componentes solubles (CO2, F, Cl, Br, S,…) con metales de interés económico, que ascienden por grietas cristalizando en ellas, cerca de la superficie. En ocasiones las soluciones hidrotermales reaccionan químicamente con los minerales de las rocas encajantes e intercambian materiales: metasomatismo hidrotermal Parte de estas soluciones pueden llegar a la superficie en forma de géiseres, fuentes termales o fumarolas. F. hidrotermal

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Yacimientos magmáticos Un yacimiento es una concentración de minerales, generalmente metales, de interés económico, que resultan explotables al haberse concentrado el elemento como consecuencia de algún proceso geológico (ígneo, sedimentario o metamórfico). Los yacimientos magmáticos se pueden clasificar en función de la fase en que se han formado: Ortomagmáticos: de segregación, de inyección Filonianos: pegmatíticos, neumatolíticos Pirometasomáticos Hidrotermales (metasomatismo hidrotermal, fuentes termales)

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Yacimientos magmáticos

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Mecanismos de diferenciación magmática El magma primario –basáltico- cambia su composición y se transforma en magmas derivados debido a diferentes procesos: Diferenciación por gravedad: los minerales ferromagnesianos, más densos, se concentran en la base del plutón, dejando una zona periférica más ácida. Por compresión: al cristalizar el magma en la fase ortomagmática se expulsa a presión una fracción fluida que generará filones. Por asimilación magmática: al ascender el magma va englobando rocas que alteran su composición inicial. A veces las rocas no se funden y quedan como enclaves más o menos metamorfizados incluidos en la roca plutónica (ej.: gabarros melanocráticos en los granitos de la Sierra de Guadarrama)

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Mecanismos de diferenciación magmática

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Mecanismos de diferenciación magmática CONSOLIDACIÓNMAGMÁTICA

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Emplazamientos plutónicos No son estratificados al ser rocas intrusivas Se clasifican en: Concordantes (paralelos a la roca encajante) si se intercalan entre los estratos o los planos de pizarrosidad/esquistosidad: Lacolitos (masas lenticulares) Lopolitos (masas tabulares) Facolitos (se sitúan en anticlinales o sinclinales) Discordantes (contacto irregular con la roca encajante): Batolitos (grandes masas de rocas plutónicas que aumentan de extensión con la profundidad) Diques o sill (masas tabulares que atraviesan las rocas en cualquier posición) Los diques radiales emergen desde el plutón y los diques anulares adoptan forma de cúpula y, al ser cortados perpendicularmente por el terreno, aspecto anillado

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Las rocas volcánicas se pueden presentar como aparatos volcánicos (volcanes),de los que surgen coladas de lava, o como mantos horizontales (basaltos de meseta) Las lavas basálticas, al enfriarse, suelen fragmentarse formando columnas (disyunción columnar) como en la Calzada de los Gigantes, en el noreste de Irlanda Emplazamientos volcánicos

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Emplazamientos volcánicos Tubo de lava

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Emplazamientos volcánicos: estructura de un volcán Ver animación

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Emplazamientos volcánicos: tipos de volcanes La explosividad y características de la actividad y estructura de un volcán vienen determinado por la fluidez (viscosidad) de su lava y el contenido en gases: Los magmas básicos son fluidos, lo que: Facilita la salida y emplazamiento de la lava Aumenta la dispersión de la lava Favorece la salida de gases (poca explosividad) Los magmas ácidos, viscosos: Se enfrían en el propio cono ya que la lava apenas se desplaza, llegando a obturar la chimenea. Arroja materiales sólidos o piroclastos: Los gases quedan retenidos y la explosividad es grande. En las erupciones freáticas, en las que la lava contacta con agua subterránea, la explosividad es máxima, al generar vapor de agua a gran presión. Se distinguen así, los siguientes tipos de erupciones: lapilli (2-6 cm)  bombas (>6 cm)  Cenizas (<2cm)

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Tipos de volcanes/erupciones líquido sólido gas EXPLOSIVAS MIXTAS EFUSIVAS EXTRUSIVAS Mesetas basálticas Volcanes en escudo Lava fluida, piroclastos grandes, sin cenizas Lava poco fluida, explosivo, con cenizas. Si es muy explosivo, con nubes ardientes: vesubiano Lava muy viscosa, forma agujas, nubes ardientes. ignimbritas Muy violento: los gases pulverizan la lava y la lanzan a gran altura (35-30 km); mucha ceniza

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Erupción efusiva

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Erupción explosiva ESTROMBOLIANA VULCANIANA

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Erupción pliniana La erupción pliniana del Vesubio, el 24 de agosto del año 79, destruyó Pompeya y Herculano. Los huecos ocupados en la ceniza por seres humanos fueron rellenados con yeso en 1860 por el arqueólogo italiano Giuseppe Fiorelli. Los moldes muestran los últimos momentos de la vida de las más de 2000 víctimas detectadas: caras de terror, protegiéndose la cara, abrazados a los seres queridos o joyas, los perros atados a las casas y los gladiadores encadenados en el anfiteatro,…

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Erupción explosiva: peleana

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El jueves 8 de mayo de 1902, a las 7.30, el volcán entró en fase de erupción cataclísmica arrojando grandes cantidades de lava. Una enorme y densa columna piroclástica se elevó a más de 10 km de altura, desarrollándose con gran rapidez. Treinta minutos más tarde esta misma columna, colapsó y con una temperatura de entre 400-500°C descendió por las laderas cubiertas de lava incandescente hasta cubrir asolando completamente St. Pierre y el mismo puerto. La ciudad estalló en llamas y alrededor de 30.000 personas perecieron afixiadas unas, incineradas otras.

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Monte Santa Helena Ver animación Es parte del anillo de Fuego del Pacífico. El 18 de mayo de 1980 sufrió la más mortífera y económicamente destructora erupción en la historia de los EE.UU. 57 personas murieron por la erupción y 250 casas, 47 puentes, 24 kilómetros de vías férreas y 300 kilómetros de autopista quedaron destruidos. La erupción causó un masiva avalancha de escombros, la mayor en la historia registrada, reemplazando su cumbre con un cráter en forma de herradura de 1,5 km de ancho

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Erupción freática Isla de Surtsey

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Texturas de las rocas magmáticas Pulsa para ver una imagen Pulsa para ver una imagen Pulsa para ver una imagen Pulsa para ver una imagen

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El magmatismo en la tectónica de placas Bordes constructivos: dorsales: magmas toleíticos (básicos, indiferenciados, fluidos) Bordes destructivos: Orógenos: magmas calcoalcalinos (diferenciados, ácidos) Si hay obducción se forman ofiolitas (rocas ultrabásicas procedentes de la corteza oceánica incorporadas la corteza continental) Arcos islas: secuencia progresiva desde la fosa hacia el continente: Toleítico  Calcoalcalino  Potásico (alcalinos) Zonas de intraplaca (puntos calientes): magmatismo alcalino

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EL MAGMATISMO EN RELACIÓN CON LA TECTÓNICA DE PLACAS arco insular volcánico punto caliente fosa oceánica dorsal oceánica Magma calcoalcalino Magma alcalino Magma toleítico magma calcoalcalino magma alcalino

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El magmatismo en un punto caliente A medida que la placa se desplaza por el punto caliente, los volcanes más antiguos se extinguen y surgen otros nuevos, activos, sobre el punto caliente.

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Direcciones web Diccionario de vulcanología Volcanes en el centro de España: el Campo de Calatrava Los 5 volcanes más peligrosos del mundo

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