Los minerales que componen las rocas ígneas cristalizan a diferentes temperaturas. Esto explica por qué un magma en enfriamiento puede contener algunos cristales y, sin embargo, permanecer predominantemente líquido. La secuencia en la que los minerales cristalizan a partir de un magma se conoce como la serie de reacciones de Bowen (Figura 3.3.1 y Figura 3.3.3).
De los minerales silicatos comunes, el olivino suele cristalizar primero, entre 1200 °C y 1300 °C. A medida que la temperatura desciende, y suponiendo que quede algo de sílice en el magma, los cristales de olivino reaccionarán (se combinarán) con parte de la sílice del magma para formar piroxeno. Mientras quede sílice y la velocidad de enfriamiento sea lenta, este proceso continúa por la rama discontinua: olivino a piroxeno, piroxeno a anfibol y (en las condiciones adecuadas) anfibol a biotita.
Aproximadamente en el punto en el que el piroxeno comienza a cristalizarse, el feldespato plagioclasa también comienza a cristalizarse. A esa temperatura, la plagioclasa es rica en calcio (anortita) (véase la figura 2.6.1). A medida que la temperatura desciende, y siempre que quede sodio en el magma, la plagioclasa que se forma es una variedad más rica en sodio.
En algunos casos, los cristales individuales de plagioclasa pueden presentar zonas que van desde ricas en calcio en el centro hasta más ricas en sodio en el exterior. Esto ocurre cuando los cristales de plagioclasa ricos en calcio que se forman al principio se recubren progresivamente con plagioclasa más rica en sodio a medida que el magma se enfría. La figura 3.3.2 muestra una plagioclasa zonificada bajo el microscopio.
Por último, si el magma es bastante rico en sílice al principio, aún quedará algo a unos 750 °C a 800 °C, y a partir de este último magma se formarán feldespato potásico, cuarzo y tal vez mica moscovita.
¿Quién era Bowen y qué es una serie de reacciones?
Norman Levi Bowen, nacido en Kingston, Ontario, estudió geología en la Universidad de Queen y luego en el MIT de Boston. En 1912, Norman Levi Bowen se incorporó a la Institución Carnegie en Washington D. C., donde llevó a cabo una innovadora investigación experimental sobre los procesos de enfriamiento de los magmas. Trabajando principalmente con magmas basálticos, determinó el orden de cristalización de los minerales a medida que desciende la temperatura. El método, en resumen, consistía en fundir la roca hasta convertirla en magma en un horno especialmente diseñado para ello, dejar que se enfriara lentamente hasta una temperatura específica (permitiendo que se formaran algunos minerales) y, a continuación, enfriarla rápidamente para que no se formaran nuevos minerales (solo vidrio). Los resultados se estudiaron con el microscopio y mediante análisis químicos. Esto se repitió una y otra vez, dejando cada vez que el magma se enfriara a una temperatura más baja antes de enfriarlo rápidamente.
La serie de reacciones de Bowen es uno de los resultados de su trabajo y, incluso un siglo después, sigue siendo una base importante para nuestra comprensión de las rocas ígneas. La palabra «reacción» es fundamental. En la rama discontinua, el olivino es normalmente el primer mineral que se forma (justo por debajo de los 1300 °C). A medida que la temperatura sigue bajando, el olivino se vuelve inestable, mientras que el piroxeno se vuelve estable. Los cristales de olivino que se forman al principio reaccionan con la sílice del magma líquido restante y se convierten en piroxeno, algo así:
Mg2SiO4 + SiO2 (olivino) se convierte en 2MgSiO3 (piroxeno)
Esto continúa a lo largo de la cadena, siempre y cuando quede sílice en el líquido.
La composición del magma original es fundamental para la cristalización del magma, ya que determina hasta qué punto puede continuar el proceso de reacción antes de que se agote toda la sílice. Las composiciones de los magmas máficos, intermedios y félsicos típicos se muestran en la figura 3.3.4. Obsérvese que, a diferencia de la figura 3.2.1, estas composiciones se expresan en términos de «óxidos» (por ejemplo, Al2O3 en lugar de simplemente Al). Hay dos razones para ello: una es que, en los primeros procedimientos analíticos, los resultados siempre se expresaban de esa manera, y la otra es que todos estos elementos se combinan fácilmente con el oxígeno para formar óxidos.
Los magmas máficos tienen entre un 45 % y un 55 % de SiO2, alrededor de un 25 % en total de FeO y MgO más CaO, y alrededor de un 5 % de Na2O + K2O. Por otro lado, los magmas félsicos contienen mucho más SiO2 (entre un 65 % y un 75 %) y Na2O + K2O (alrededor del 10 %), y mucho menos FeO y MgO más CaO (alrededor del 5 %).
A medida que el magma máfico comienza a enfriarse, parte de la sílice se combina con hierro y magnesio para formar olivino. A medida que se enfría aún más, gran parte de la sílice restante se convierte en plagioclasa rica en calcio, y cualquier sílice restante puede utilizarse para convertir parte del olivino en piroxeno. Poco después, todo el magma se agota y no se producen más cambios. Los minerales presentes serán olivino, piroxeno y plagioclasa rica en calcio. Si el magma se enfría lentamente bajo tierra, el producto será gabro; si se enfría rápidamente en la superficie, el producto será basalto (Figura 3.3.5).
Los magmas félsicos tienden a ser más fríos que los magmas máficos cuando comienza la cristalización (porque no tienen que estar tan calientes para permanecer líquidos), por lo que pueden empezar a cristalizar piroxeno (no olivino) y plagioclasa. A medida que continúa el enfriamiento, las diversas reacciones en la rama discontinua continuarán porque el sílice es abundante, el plagioclasa se volverá cada vez más rico en sodio y, finalmente, se formarán feldespato potásico y cuarzo. Por lo general, incluso las rocas muy félsicas no tendrán biotita ni moscovita porque es posible que no tengan suficiente aluminio o hidrógeno para formar los complejos OH necesarios para los minerales de mica. Las rocas félsicas típicas son el granito y la riolita (Figura 3.3.5).
El comportamiento de enfriamiento de los magmas intermedios se encuentra entre el de los magmas máficos y el de los magmas félsicos. Las rocas máficas típicas son el gabro (intrusivo) y el basalto (extrusivo). Las rocas intermedias típicas son la diorita y la andesita. Las rocas félsicas típicas son el granito y la riolita (Figura 3.3.5).
Una serie de procesos que tienen lugar dentro de una cámara magmática pueden afectar a los tipos de rocas que se producen al final. Si el magma tiene una viscosidad baja (es decir, es fluido), lo cual es probable si es máfico, los cristales que se forman primero, como el olivino (Figura 3.3.6a), pueden depositarse lentamente en el fondo de la cámara magmática (Figura 3.3.6b). Esto significa que la composición general del magma cerca de la parte superior de la cámara magmática se volverá más félsica, ya que pierde algunos componentes ricos en hierro y magnesio. Este proceso se conoce como cristalización fraccionada. Los cristales que se depositan pueden formar una capa rica en olivino cerca del fondo de la cámara magmática, o pueden volver a fundirse porque es probable que la parte inferior sea más caliente que la superior (recuerde, del capítulo 1, que las temperaturas aumentan constantemente con la profundidad en la Tierra debido al gradiente geotérmico). Si se produce alguna fusión, la precipitación de los cristales hará que el magma del fondo de la cámara sea más máfico de lo que era al principio (Figura 3.3.6c).
Si no se produce la precipitación de cristales debido a que el magma es demasiado viscoso, el proceso de enfriamiento continuará según lo previsto por la serie de reacciones de Bowen. Sin embargo, en algunos casos, el magma parcialmente enfriado pero aún líquido, con cristales en su interior, se desplazará hacia una parte más fría de la corteza o llegará hasta la superficie durante una erupción volcánica. En cualquiera de estas situaciones, es probable que el magma que se ha desplazado hacia la superficie se enfríe mucho más rápido que en la cámara magmática, y el resto de la roca tendrá una textura cristalina más fina. Una roca ígnea con cristales grandes incrustados en una matriz de cristales mucho más finos es indicativa de un proceso de enfriamiento en dos etapas, y la textura es porfídica (Figura 3.3.7). Para que la roca se denomine «porfídica», debe haber una diferencia significativa en el tamaño de los cristales, de modo que los cristales más grandes sean al menos 10 veces más grandes que el tamaño medio de los cristales más pequeños.
Media Attributions
- Figure 3.3.1, 3.3.4, 3.3.5, 3.3.6, 3.3.7, 3.3.8: © Steven Earle. CC BY.
- Figure 3.3.2: © Sandra Johnstone. CC BY.
- Figure 3.3.3: “Norman L. Bowen.” Public domain.
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