Ebullición retrograda en sistemas magmáticos y erupciones volcánicas

Ebullición Retrógrada

La energía de la formación de interfaces es un parámetro importante que controla la evolución de los sistemas magmáticos. El factor energético desempeña un papel crucial durante las transiciones de fase al comienzo de la cristalización, la fusión y la ebullición retrógrada, cuando se forman numerosos núcleos de una fase dentro de otra fase. Se ha demostrado que el estilo de fusión depende significativamente de la geodinámica.

Efecto del CO2 en Erupciones Volcánicas

Magmas intraplaca: En magmas generados en ambientes intraplaca, donde el CO2 es el principal volátil, la ebullición en cámaras magmáticas poco profundas puede resultar en la formación de espuma. Esta espuma se extruye y puede dar lugar a la formación de conos de ceniza. Durante este proceso, se pueden producir pequeñas explosiones, que forman conos escoria-piroclásticos y materiales piroclásticos.

Ebullición retrógrada: El CO2 tiende a ser más soluble en magmas a altas presiones, pero cuando estos magmas ascienden y la presión disminuye (por ejemplo, al llegar a la superficie), la solubilidad del CO2 se reduce abruptamente. Esta disminución provoca la formación rápida de burbujas de gas, que puede llevar a explosiones violentas y, en algunos casos, a erupciones explosivas.

Efecto del H2O en Erupciones Volcánicas

• Zonas de subducción: Los magmas que se generan en zonas de subducción, donde el H2O es el componente volátil predominante, muestran un comportamiento diferente. En estas condiciones, a profundidades poco profundas (1-1,5 kbar), la solubilidad del agua en los magmas disminuye drásticamente, lo que provoca una ebullición violenta y la rápida liberación de gas. Esto puede resultar en explosiones catastróficas.

Ebullición en volumen: La presencia de agua en el magma también facilita la formación de burbujas de gas y espuma, pero a diferencia del CO2, el agua puede llevar a una expansión explosiva del magma debido a su rápida desgasificación. Esto es especialmente importante en magmas intermedios y ácidos, donde el H2O es el principal responsable de las explosiones.

Comparación de CO2 y H2O en Erupciones

Solubilidad y presión: El CO2 y el H2O tienen diferentes comportamientos de solubilidad bajo presión. El CO2 es más soluble a altas presiones, pero su rápida desgasificación al disminuir la presión puede llevar a explosiones. Por otro lado, el H2O tiene una solubilidad que también disminuye abruptamente a presiones relativamente más bajas (1-1.5 kbar), provocando erupciones catastróficas en sistemas volcánicos relacionados con subducción.

Contribución a erupciones explosivas: Mientras que el CO2 puede estar asociado con erupciones menos explosivas en entornos intraplaca, el H2O está fuertemente vinculado a erupciones explosivas en sistemas de subducción, donde su rápida desgasificación puede resultar en fenómenos eruptivos mucho más destructivos.

Introducción a la Formación de Interfaces

¿Cómo se generan y acumulan los magmas para formar cámaras magmáticas? ¿ Cómo se cristalizan las intrusiones? ¿ Y por qué la desgasificación del magma ocasionalmente conduce a explosiones catastróficas?

Los fenómenos relacionados con la formación de interfaces son importantes en todos estos casos, la cual consume energía.

Estos fenómenos ocurren con frecuencia en sistemas magmáticos naturales, ya que la aparición de nuevas interfaces es una condición necesaria para su generación y evolución. Son especialmente notables en el momento de la transición de fase durante la cristalización (solidificación) y ebullición del magma, y en la fusión de rocas, cuando se forman nuevas fases en grandes cantidades

Hay 3 mecanismos principales para la formación de interfaces en sistemas magm:

1. generación y segregación del fundido
2. nucleación y crecimiento de cristales
3. nucleación y crecimiento de burbujas de gas.

Solo pueden iniciarse cuando supera una barrera energética para la formación de nuevas interfaces. Por lo tanto, el proceso no comienza a la Tº de equilibrio de la transición de fase, sino que se requiere un pulso de energía adicional (disparador), como el sobrecalenta- para la fusión y el subenfria- para la cristalización y la ebullición retrógrada.

La formación de nuevos núcleos de fase es un proceso espontáneo, que se desarrolla violentamente tras su inicio, ya que ocurre dentro del campo de estabilidad de la nueva fase

Los 3 procesos son los principales componentes de los procesos a macroescala: solidificación de cuerpos magm y generación de dominios de fusión y desgasificación.

Consideramos el papel de la formación de interfaces durante la solidificación de cuerpos magmáticos. En contraste, la fusión es un proceso poco estudiado, ya que sus huellas son raras en el restito. La mayoría, consiste solo en consideraciones generales, principalmente geoquímicas. Lo mismo ocurre con la ebullición retrógrada, cuando la energía de nucleación de burbujas de gas es crítica, especialmente para el desarrollo de explosiones volcánicas catastróficas.

Por lo tanto, comprender los mecanismos de fusión y desgasificación en sistemas magmáticos naturales permitirá restringir significativamente las especulaciones y desarrollar modelos más realistas de estos procesos.

Rol de la Formación de Interfaces Durante la Fusión

Al igual que en la crista-, la fusión de rocas con generación de magma puede ocurrir tanto en condiciones estáticas como dinámicas.

• Condiciones estáticas: son típicas de la fusión impulsada por descompresión dentro de la cabeza de una pluma mantélica y por encima de esta, en la corteza terrestre.
• Condiciones dinámicas: ocurren en zonas de subducción, donde la fusión se lleva a cabo bajo compresión en un entorno móvil, lo que da lugar a un magmatismo abundante en arcos de islas.

Fusión en Condiciones Estáticas

La fusión, teóricamente inversa a la cristalización, presenta características específicas que requieren un sobrecalentamiento inicial para iniciar el proceso. Este sobrecalentamiento proporciona la energía necesaria para formar una fase líquida y nuevas interfaces de fase.

El calor de fusión debilita los enlaces intermoleculares, comenzando la fusión en superficies, bordes y grietas de los cristales donde se concentran enlaces atómicos- moleculares no compensados. A diferencia de la cristalización, la fusión se relaciona principalmente con áreas de dislocación en los cristales.

Estudio de la fusión del hielo: Este estudio muestra que un sobrecalentamiento significativo facilita la formación de núcleos de fusión dendríticos (figuras de Tyndall), que, al disminuir el sobrecalentamiento, adoptan formas equiaxiales y comienzan a tocarse. Esto permite que el fundido fluya a través de canales estrechos, sugiriendo que la fusión de las rocas en la corteza y el manto ocurre de manera similar.

Composición poliminerálica: La fusión se inicia típicamente en los minerales menos refractarios o a lo largo de sus grietas. Un ejemplo es la fusión de xenolitos en la corteza inferior en la tubería de brecha de la Isla Elovyi en la Península de Kola. En este caso, la fusión fue provocada por el calentamiento de los xenolitos en un magma similar al kimberlita y se detuvo por el enfriamiento inmediato posterior a una explosión, conservando las estructuras de fusión iniciales.

Durante este proceso, el fundido inicial es liofóbico (no se mezcla con liquido) en relación con los minerales de la matriz residual y es expulsado por fuerzas de Laplace a través de poros y fisuras. Esto explica la escasa cantidad de fundido recién formado en rocas del manto, como en complejos ultramáficos y xenolitos en basaltos y kimberlitas. En las primeras etapas de la fusión, la migración del fundido se reconoce principalmente mediante métodos geoquímicos.

Fraccionamiento del sistema: Al igual que en la fusión del hielo, el fundido asciende por canales estrechos que se ensanchan gradualmente, fraccionando el sistema en productos de fusión y restito. Un ejemplo de esto es el origen del restito inferido a partir de vetas de dunita (material mantélico empobrecido) que a menudo se observan en complejos ofiolíticos del manto.

Se ha demostrado que el fundido extraído de rocas cristalinas tiende a acumularse a lo largo de superficies isobáricas e isotérmicas. Esto explica la estratificación migmatítica en áreas de generación de magma en la corteza, donde tales estructuras son raras en las rocas del manto. Estas estructuras, como las observadas en bloques tectónicos de rocas del manto en zonas orogénicas (ejemplo: Beni Bousera en Marruecos, Ronda en España y Horoman en Japón), son resultado de la fusión parcial de peridotitas debido a su ascenso y descompresión.

Cámaras magmáticas: Los líquidos recién formados se acumulan en grandes cantidades para formar cámaras magmáticas debajo de los márgenes fríos de las plumas. Estas cámaras son detectadas a través de estudios geofísicos detallados en dorsales oceánicas. La energía térmica liberada durante el enfriamiento de estas cámaras puede transformarse en trabajo mecánico, facilitando el transporte del magma hacia niveles más superficiales o a la superficie. Este proceso es impulsado por la flotabilidad del magma respecto al restito sólido, la presión litostática y procesos mecánicos relacionados con la inestabilidad gravitatoria sobre las cámaras magmáticas.

La fusión en condiciones estáticas es un proceso frontal que inicia por descompresión adiabática del material ascendente de la pluma astenosférica. Los fundidos migran hacia arriba en los espacios intergranulares, se expanden y se acumulan como cámaras magmáticas. Posteriormente, estos magmas pueden ser transportados a la superficie a través de sistemas intermedios en la corteza. En la corteza oceánica delgada, la cámara principal se encuentra cerca del techo enfriado de la pluma, donde se acumulan los fundidos provenientes del manto.

Finalmente, los restitos refractarios se acumulan en las partes inferiores de las zonas de fusión y solo pueden fundirse nuevamente durante un ascenso adicional, descompresión o invasión de nuevo material más caliente desde las profundidades del manto. La fusión en la corteza sialítica (terrestre) se presume que ocurre sobre cámaras intermedias de magmas basálticos, que aportan el calor necesario para iniciar el proceso de fusión.

Fusión bajo Condiciones Dinámicas

La fusión en zonas de subducción, donde se generan magmas calco-alcalinos, es influenciada por la formación de interfaces. Estas áreas se caracterizan por la interacción entre placas litosféricas, tanto en límites continente-océano como en colisiones continentales, como se observa en el Arco de las Aleutianas y el cinturón Alpino-Himalayo.

Aunque predominantemente compresivas, estudios en el arco Kurile-Kamchatka muestran que también hay zonas de extensión, con tensores de deformación que indican áreas de extensión a diferentes profundidades.

El estado mecánico de las placas subducidas es incierto; se debate si son cuerpos masivos o presentan zonas de cizalla que permiten el deslizamiento del material frío hacia el manto. Se ha observado que estas placas pueden llegar a profundidades de 650-800 km, donde siguen siendo frágiles y sísmicamente activas. La presencia de la zona sísmica de Benioff indica que el material no se calienta lo suficiente al descender, evitando una disminución de