MAGMA

MAGMA es el nombre que reciben las masas de rocas fundidas del interior de la Tierra u otros planetas. Suelen estar compuestos por una mezcla de líquidos, volátiles y sólidos

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

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

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 u oceánica.

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 ígneas 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.

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.

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.

A lo largo de la historia temprana del planeta se han producido al menos tres súper eventos magmáticos, los episodios de mayor formación de rocas ígneas del registro geológico. Están separados entre sí unos 800 millones de años: el más antiguo e intenso hace unos 2700 Ma, en el Neo arcaico, 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.

Para explicar estos supereventos, algunos autores, como el tectónico Kent Condie en 1998, 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.

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 aeclogitas. Cuando la nueva situación de densidad de la masa litosférica subducida se vuelve inestable, se produciría el derrumbe en avalancha hasta el núcleo.

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 del Paleozoico, hace unos 300 Ma, y del Cretácico medio, hace unos 100 Ma.