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3.3: Cristalización de magma - Geociencias

3.3: Cristalización de magma - Geociencias


Los minerales que forman las rocas ígneas cristalizan a diferentes temperaturas. La secuencia en la que los minerales cristalizan a partir de un magma se conoce como Serie de reacciones de Bowen (Figura ( PageIndex {1} ) y Figura ( PageIndex {3} )).

De los minerales de silicato comunes, el olivino normalmente cristaliza primero, entre 1200 ° y 1300 ° C. A medida que desciende la temperatura, y suponiendo que quede algo de sílice en el magma, los cristales de olivino reaccionarán (se combinarán) con algo de sílice en el 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 anfíbol y (en las condiciones adecuadas) anfíbol a biotita.

Aproximadamente en el punto donde el piroxeno comienza a cristalizar, la plagioclasa feldespato también comienza a cristalizar. A esa temperatura, la plagioclasa es rica en calcio (anortita) (ver Figura ( PageIndex {1} )). A medida que desciende la temperatura, 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 de plagioclasa individuales se pueden dividir en zonas de ricos en calcio en el centro a más ricos en sodio en el exterior. Esto ocurre cuando los cristales de plagioclasa de formación temprana ricos en calcio se recubren con plagioclasa progresivamente más rica en sodio a medida que el magma se enfría. La figura ( PageIndex {2} ) muestra una plagioclasa dividida en zonas bajo un microscopio.

Finalmente, si el magma es bastante rico en sílice para empezar, todavía quedará algo a alrededor de 750 ° a 800 ° C, y a partir de este último magma, se formará 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 Queen's University y luego en el MIT de Boston. En 1912, Norman Levi Bowen se unió a la Carnegie Institution en Washington, DC, donde llevó a cabo una investigación experimental innovadora sobre los procesos de enfriamiento de magmas. Trabajando principalmente con magmas basálticos, determinó el orden de cristalización de los minerales a medida que baja la temperatura. En resumen, el método consistía en fundir la roca hasta convertirla en magma en un horno especialmente diseñado, dejar que se enfriara lentamente a una temperatura específica (permitiendo que se formaran algunos minerales) y luego apagarla (enfriarla rápidamente) para que no Se forman nuevos minerales (solo vidrio). Los resultados se estudiaron al microscopio y mediante análisis químico. Esto se hizo una y otra vez, cada vez permitiendo que el magma se enfriara a una temperatura más baja antes de apagarse.

La serie de reacciones de Bowen es uno de los resultados de su trabajo, e incluso un siglo después, es una base importante para nuestra comprensión de las rocas ígneas. La palabra reacción es critico. En la rama discontinua, el olivino es típicamente el primer mineral en formarse (justo por debajo de 1300 ° C). A medida que la temperatura continúa bajando, el olivino se vuelve inestable mientras que el piroxeno se vuelve estable. Los cristales de olivino de formación temprana reaccionar con sílice en el magma líquido restante y se convierten en piroxeno, algo como esto:

Mg2SiO4 + SiO2 (olivino) se convierte en 2MgSiO3 (proxeno)

Esto continúa a lo largo de la cadena, siempre que quede sílice en el líquido.

La composición del magma original es fundamental para la cristalización del magma porque determina hasta dónde puede continuar el proceso de reacción antes de que se agote toda la sílice. Las composiciones de tipicas máfico, intermedio y félsico los magmas se muestran en la Figura ( PageIndex {4} ). Tenga en cuenta que, a diferencia de Figure ( PageIndex {1} ), estas composiciones se expresan en términos de "óxidos" (por ejemplo, Al2O3 en lugar de solo Al). Hay dos razones para esto: una es que en los primeros procedimientos analíticos, los resultados siempre se expresaron de esa manera, y la otra es que todos estos elementos se combinan fácilmente con el oxígeno para formar óxidos.

Los magmas máficos tienen del 45% al ​​55% de SiO2, aproximadamente el 25% del total de FeO y MgO más CaO, y aproximadamente el 5% de Na2O + K2Los magmas Felsic, por otro lado, tienen mucho más SiO2 (65% a 75%) y Na2O + K2O (alrededor del 10%) y mucho menos FeO y MgO más CaO (alrededor del 5%).

Ejercicio 3.3 Determinación de tipos de rocas según la composición del magma

Las proporciones de los principales componentes químicos de los magmas félsico, intermedio y máfico se enumeran en la siguiente tabla. (Los valores son similares a los que se muestran en la Figura ( PageIndex {4} ).)

Tabla 3.1 Proporciones de los principales componentes químicos en magma félsico, intermedio y máfico
ÓxidoMagma felésicoMagma intermedioMagma máfico
SiO265% a 75%55% a 65%45% a 55%
Alabama2O312% a 16%14% a 18%14% a 18%
FeO2% a 4%4% a 8%8% a 12%
CaO1% a 4%4% a 7%7% a 11%
MgO0% a 3%2% a 6%5% a 9%
N / A2O2% a 6%3% a 7%1% a 3%
K2O3% a 5%2% a 4%0,5% a 3%

Los datos químicos de cuatro muestras de rocas se muestran en la siguiente tabla. Compárelos con los de la tabla anterior para determinar si cada una de estas muestras es félsica, intermedia o máfica.

Tabla 3.2 Datos químicos para cuatro muestras de rocas no identificadas
Muestra de rocaSiO2Alabama2O3FeOCaOMgON / A2OK2O¿Qué tipo de magma es?
Roca 155%17%5%6%3%4%3%
Roca 274%14%3%3%0.5%5%4%
Roca 347%14%8%10%8%1%2%
Roca 465%14%4%5%4%3%3%

Consulte el Apéndice 3 para Ejercicio 3.3 respuestas.

Como un máfico el magma comienza a enfriarse, parte de la sílice se combina con hierro y magnesio para producir olivino. A medida que se enfría más, gran parte de la sílice restante se convierte en plagioclasa rica en calcio, y la sílice restante puede usarse 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 se basalto (Figura ( PageIndex {5} )).

Felsic los magmas 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 comenzar cristalizando piroxeno (no olivino) y plagioclasa. A medida que continúa el enfriamiento, se producirán las diversas reacciones en la rama discontinua porque la sílice es abundante, la plagioclasa se volverá cada vez más rica en sodio y, finalmente, se formarán feldespato potásico y cuarzo. Comúnmente, incluso las rocas muy félsicas no tendrán biotita o moscovita porque es posible que no tengan suficiente aluminio o suficiente hidrógeno para producir los complejos OH que son necesarios para los minerales de mica. Las rocas félsicas típicas son granito y riolita (Figura ( PageIndex {5} )).

El comportamiento de enfriamiento de los magmas intermedios se encuentra en algún lugar entre el de los magmas máficos y félsicos. Las rocas máficas típicas son gabro (intrusivo) y basalto (extrusivo). Las rocas intermedias típicas son diorita y andesita. Las rocas félsicas típicas son el granito y la riolita (Figura ( PageIndex {5} )).

Varios procesos que tienen lugar dentro de una cámara de magma pueden afectar los tipos de rocas producidas al final. Si el magma tiene una viscosidad baja (es decir, es líquido), lo cual es probable si es máfico, los cristales que se forman temprano, como el olivino (Figura ( PageIndex {6} ) a), pueden asentarse lentamente hacia el fondo de la cámara de magma (Figura ( PageIndex {6} ) b). Esto significa que la composición general del magma cerca de la parte superior de la cámara de magma se volverá más félsica, ya que está perdiendo 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 de magma, o pueden volver a fundirse porque es probable que la parte inferior esté más caliente que la parte superior (recuerde, del Capítulo 1, que las temperaturas aumentan constantemente con la profundidad en la Tierra debido al gradiente geotérmico). Si ocurre alguna fusión, la sedimentación de los cristales hará que el magma en el fondo de la cámara sea más máfico de lo que era al principio (Figura ( PageIndex {6} ) c).

Si no se produce la sedimentación de los cristales, debido a que el magma es demasiado viscoso, el proceso de enfriamiento continuará según lo predicho por la serie de reacciones de Bowen. En algunos casos, sin embargo, el magma parcialmente enfriado pero aún líquido, con cristales en él, se moverá más hacia una parte más fría de la corteza o hasta la superficie durante una erupción volcánica. En cualquiera de estas situaciones, es probable que el magma que se ha movido hacia la superficie se enfríe mucho más rápido que dentro de la cámara de magma, 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 indicativo de un proceso de enfriamiento de dos etapas, y la textura es porfídico (Figura ( PageIndex {7} )). Para que la roca se llame "porfirítica" tiene que haber una diferencia significativa en el tamaño de los cristales, donde los cristales más grandes son al menos 10 veces más grandes que el tamaño promedio de los cristales más pequeños.

Ejercicio 3.4 Minerales porfiríticos

A medida que un magma se enfría por debajo de 1300 ° C, los minerales comienzan a cristalizar dentro de él. Si ese magma está involucrado en una erupción volcánica, el resto del líquido se enfriará rápidamente para formar una porfídico textura. La roca tendrá algunos cristales relativamente grandes (fenocristales) de los minerales que cristalizaron temprano, y el resto será de grano muy fino o incluso vidrioso. Usando Figure ( PageIndex {8} ), predice qué fenocristales podrían estar presentes donde el magma se enfrió hasta la línea a en un caso, y línea B en otro.

Consulte el Apéndice 3 para Ejercicio 3.4 respuestas.

Atribuciones de los medios

  • Figura ( PageIndex {1} ), 3.3.4, 3.3.5, 3.3.6, 3.3.7, 3.3.8: © Steven Earle. CC BY.
  • Figura ( PageIndex {2} ): © Sandra Johnstone. CC BY.
  • Figura ( PageIndex {3} ): "Norman L. Bowen". Dominio publico.

3.3: Cristalización de magma - Geociencias

John C. Eichelberger
División de Geociencias, Universidad de California,
Laboratorio Científico Los Alamos, Los Alamos, NM 87545

La mezcla de magmas basálticos y riolíticos en Glass Mountain parece haber sido impulsada por la formación de vesículas de magma basáltico que se introdujo en una cámara de magma riolítico. El enfriamiento rápido del magma basáltico formó una espuma máfica que flotó y se concentró en el techo de la cámara. La lava rica en espuma emergió primero durante la erupción y se convirtió en la dacita híbrida del extremo distal del flujo. La cámara es probablemente una característica de volumen relativamente grande y de larga duración, que se encuentra a 10 km de la superficie debajo de la caldera. La erupción de lava similar en Crater Lake poco antes del colapso de la caldera apoya esta interpretación.

Este mecanismo de mezcla entre el magma silícico almacenado en una cámara de la corteza y el magma basáltico que alimenta la cámara está controlado por el contenido de agua inicial del magma basáltico, e implica que el magma basáltico seco permanecería en la base de la cámara. El cambio hacia el este de vulcanismo andesítico a bimodal en esta porción de la Cordillera de las Cascadas puede deberse a una disminución hacia el este en el contenido de agua de los magmas basálticos parentales.

El producto más grande e imponente de la actividad del Holoceno en el volcán Medicine Lake Highland es el flujo de lava de Glass Mountain (Figura 1). La característica más desconcertante de este flujo es su variedad litológica. El 1 km 3 de lava que comprende el flujo va desde la dacita pórfida, pedregosa y opaca cargada de xenolitos máficos de grano fino hasta la obsidiana brillante, negra, sin fenocristales y sin xenolitos. El rango de contenido de sílice es de 66% en peso a 73% en peso. %.

Figura 1. Mapa de las ubicaciones de muestra y unidades litológicas de Glass Mountain. Los números de tres dígitos se refieren a muestras analizadas por Eichelberger (1975). Los números de un solo dígito designan los sitios de muestreo para las mediciones de densidad que se analizan en este documento. Modificado de Eichelberger (1975). (haga clic en la imagen para ampliarla en una nueva ventana)

Anderson (1933) describió el entorno geológico y las características petrológicas generales del flujo de Glass Mountain. Finch (1928), Anderson (1941), Chesterman (1955) y Friedman (1965) proporcionaron datos adicionales sobre su edad e historia. Más recientemente, Condie y Hayslip (1974) y Mertzman (1977) presentaron datos geoquímicos y petrológicos de lavas de las tierras altas, y yo (Eichelberger, 1975) estudié la zonificación composicional del flujo de Glass Mountain como un medio para comprender las relaciones entre los magmas del basalto. -familia andesita-dacita-riolita. El mapeo y muestreo de las corrientes de lava dentro del flujo revelaron que la erupción fue continua y, en general, procedió de dacita homogénea a través de riodacita en bandas altamente heterogénea a riolita. Esto sugirió una zonificación composicional del cuerpo magmático principal en el que el magma dacítico se graduó hacia abajo al magma riolítico. El microanálisis de electrones de las fases dentro de la dacita indicó que la mayoría de los fenocristales. Una plagioclasa 75, olivina Fo 80 y augita Wo 41 En 43 FS 16, se derivaron de la desagregación de los xenolitos basálticos ricos en cristales. Las bandas dacíticas oscuras de la riodacita heterogénea son corrientes de desechos basálticos de xenolitos en desintegración. Este proceso fue más avanzado en la dacita en la que se clasifica la riodacita, produciendo un magma intermedio que era megascópicamente homogéneo excepto por los xenolitos residuales. Dado que este magma híbrido se concentró en la parte superior de la cámara, y dado que el escudo de las Tierras Altas a través del cual pasó el magma contiene una alta proporción de flujos de lava máficos y conos de ceniza, se concluyó que el material máfico se había desprendido del techo de la cámara de magma. y contaminó la parte superior del cuerpo de magma. Sin embargo, en estudios posteriores de lavas de composición similar de otros volcanes Cascade, encontré xenolitos similares y reconocí evidencia de que los xenolitos eran líquidos cuando entraron en contacto con magma silícico (Eichelberger, 1978). Esta evidencia incluye:

2. Textura que indica una cristalización rápida justo por encima del solidus.

3. Incorporación de fenocristales del magma silícico huésped en las cáscaras de las porciones externas de algunos xenolitos grandes.

4. Disminución exterior del tamaño de grano en algunos xenolitos grandes.

5. Reacción o reabsorción de fenocristales en la lava huésped que indica el calentamiento del magma silícico durante la mezcla.

Aunque el magma riolítico parental de Glass Mountain carecía de fenocristales para registrar un evento térmico asociado con la mezcla, debería haber ocurrido una cristalización significativa si se hubiera removido roca fría en la cámara. La falta de tal cristalización sugirió que la mezcla en Glass Mountain podría haber involucrado dos magmas en lugar de magma y roca, y que una reevaluación de los datos estaba en orden.

La disposición de los respiraderos en las Tierras Altas, respiraderos silícicos asociados con una estructura de caldera y flanqueados por numerosos respiraderos máficos (Figura 2), plantea la posibilidad de que el magma máfico esté suministrando una cámara silícica poco profunda (Figura 3). Sin embargo, tal mecanismo introduciría magma máfico en la base de la cámara y parecería producir una zonificación composicional opuesta a la observada en el flujo de Glass Mountain. La evidencia de que la mezcla se produce por flotación de espuma basáltica en cámaras silícicas (Eichelberger, 1979) proporciona una solución a este problema y proporciona una base para comprender la evolución de la cámara de magma de Medicine Lake.

Figura 2. Mapa que muestra la distribución de las lavas del Holoceno de Medicine Lake Highland.

Figura 3. Una sección transversal de norte a sur a través del centro del volcán Medicine Lake Highland (la línea de la sección transversal se muestra en la Figura 2), con las principales características proyectadas en el perfil. La exageración vertical de la topografía de la superficie es 2X. La cámara de magma silícica se muestra en profundidad discutida en el texto y de tamaño intermedio entre el caso mínimo, un cuerpo pequeño en la intersección de las fracturas de la caldera de la lámina cónica (Heiken, 1978) y la extensión máxima posible marcada por la posición de los respiraderos máficos flanqueantes. (haga clic en la imagen para ampliarla en una nueva ventana)


EXSOLUCIÓN DE VAPOR DURANTE LA MEZCLA

La mezcla de grandes lotes de magma requiere un flujo a gran escala dentro de una cámara de magma. Un mecanismo probable de flujo y agitación a gran escala es la convección. La introducción de magma máfico en la base de una cámara calentaría fuertemente el magma silícico en la parte inferior de la cámara y debería inducir una convección relativamente rápida (Rice y Eichelberger, 1976 Sparks y otros, 1977). Pero debido a que la densidad del basalto es alta, cualquier mezcla de magma silícico calentado con material basáltico inhibiría la convección. Por ejemplo, la disminución de la densidad debido al calentamiento del magma silícico en 100 ° C podría compensarse mediante la adición de solo un 2 por ciento en volumen de material basáltico. El sistema probablemente permanecería estratificado, con las capas silícica y basáltica por convección por separado, y la mezcla se limitaría a la difusión en la interfaz. Por supuesto, si el material basáltico fuera menos denso que el magma silícico, el calentamiento del magma silícico y la mezcla con material basáltico disminuirían la densidad del magma en la parte inferior de la capa silícica, dando como resultado un fuerte flujo ascendente. A pesar de la alta densidad de fases cristalizadas por el magma basáltico y presentes en abundancia en los xenolitos basálticos contenidos en las lavas andesíticas y dacíticas, parece que la densidad aparente de estos xenolitos es en realidad menor que la de las lavas en las que se encuentran. La razón de esta aparente contradicción es que los xenolitos contienen invariablemente vesículas abundantes, finas, redondas y uniformemente distribuidas. Aunque la formación de vesículas puede ocurrir a muy poca profundidad durante la erupción, estas vesículas pueden ser de origen primario y profundo. Como se indicó anteriormente, la textura de los xenolitos sugiere una rápida cristalización de la masa fundida basáltica en contacto con magma silícico más frío. Durante las seis horas necesarias para que una onda fría se propague 10 cm en el magma basáltico, que corresponde aproximadamente al diámetro común más grande de los xenolitos, un frente de hidratación podría avanzar solo 10-2 cm hacia el magma silícico, según datos de Shaw (1974 ). Por lo tanto, el calor se extrae del basalto en órdenes de magnitud más rápido que el agua, de modo que el basalto se comporta casi como un sistema cerrado con respecto al agua. Bajo presiones de la corteza de bajas a moderadas, se disuelve una fase de vapor porque el agua está completamente contenida dentro de la fase de fusión del sistema y la fracción de fusión disminuye con la cristalización desde casi 1,0 hasta aproximadamente 0,1. El resultado es una capa de espuma basáltica en la base del cuerpo de magma silícico que puede flotar y mezclarse. La flotación de la espuma expone el magma basáltico fresco al magma silícico enfriado, de modo que el proceso de formación de la espuma continúa. La dispersión de la espuma a través del magma silícico se debe al flujo convectivo, impulsado tanto por la expansión térmica como por el cambio de fase AV positivo. En la Figura 4 se presentan fotomicrografías que muestran que los xenolitos Glass Mountain son una espuma rica en cristales.

Figura 4. Fotomosaicos de xenolito basáltico en lava de riodacita en bandas de Glass Mountain. Las vistas son luz reflejada (A). luz transmitida (B) y luz transmitida con polares cruzados (C). La longitud de la barra es de 1,0 mm. Obsérvese las abundantes vesículas de 0,1 mm de diámetro en el cenolito (A) y la ausencia de vesículas en la mayor parte de la lava del huésped, excepto por una vesícula grande en el borde inferior izquierdo del xenolito. La lava del fondo está contaminada con material basáltico y contiene algunas vesículas. En B, el cenolito es un objeto redondo oscuro con prominentes cristales blancos de plagioclasa. El piroxeno también es una fase importante, junto con el olivino. aparte, y vidrio presente en cantidades menores. La gran vesícula asociada con el cenolito es un área blanca irregular. La lava contaminada con material basáltico se muestra como rayas oscuras. En C, el carácter rico en cristales del xenolito es evidente. La lava contaminada contiene más cristales que la lava no contaminada.


MEDICIONES DE DENSIDAD EN LA MONTAÑA DE VIDRIO

Para probar la hipótesis de que la mezcla es impulsada por la exsolución de vapor, se recolectaron muestras de lava y xenolitos de Glass Mountain para medir la densidad. Se recolectaron varios pares de muestras de lava y xenolitos de sitios (Figura 1) cerca del respiradero, el medio y el extremo distal de la corriente de lava más larga, que representan "riolita con inclusiones", dacita cerca de la transición a riodacita y la lava dacita más máfica. del flujo, respectivamente (Eichelberger, 1975). La densidad se determinó midiendo el peso seco y sumergido de muestras que variaban en tamaño de 300 ga 600 g. Los resultados se dan en la Tabla 1. La obsidiana cerca del respiradero no tiene porosidad y tiene un rango de densidad muy estrecho (menor que el error analítico), 2.38 & plusmn0.01 g / cm 3. La dacita de la mitad de la corriente es de 2,49 g / cm 3. La dacita del extremo distal es de 2,55 g / cm 3, lo que refleja su carácter más máfico y rico en cristales. La densidad aparente de los xenolitos cae en un rango sorprendentemente estrecho. 2,15 y plusmn0,04 g / cm 3. Esta densidad parece poco afectada por la vesicularidad de la lava huésped, ya que un xenolito en una muestra pómez (1,49 g / cm 3) tiene una densidad de 2,10 g / cm 3. Para determinar la densidad de masa del material de xenolito, muestras de xenolito fueron molidos a una arena fina para destruir las vesículas. El tamaño de grano de la arena promedió 100 µm y varió de 1 µm a 400 µm. El examen de los granos pulidos reveló que el pulido abrió al menos el 99% de los poros. A continuación, la arena se pesó en seco y se sumergió. La medición sumergida se realizó después de que la muestra se sometió a vacío durante 20 minutos y se añadió agua a vacío. Se esperaba la densidad resultante de 2,79 ± 0,01 g / cm3 para este material predominantemente plagioclasa y piroxeno. El uso de los valores medios para la densidad aparente y la masa da una porosidad del 23%. Por tanto, el material cenolítico es mucho más denso que la lava, pero debido a su alta porosidad, los xenolitos habrían flotado en la cámara de magma. Esto explica por qué surgió primero la lava más rica en cenolitos.

En vista de la evidencia de que los xenolitos flotaron, y debido a que las densidades en función de la presión y la temperatura de los materiales involucrados son conocidas o aproximadamente conocidas, se pueden imponer restricciones a la profundidad de la cámara de magma (Figura 5). Siguiendo definiciones previas (Eichelberger, 1979), p B y p X son la masa y las densidades aparentes de los xenolitos basálticos, de modo que p X = p B (1-XV) + p VXV, donde p V y XV son la densidad y fracción de volumen de la fase de vapor, respectivamente. La densidad aparente de la espuma (p X) frente a la presión se calculó a T = 900 ° C para el contenido de agua a granel en el magma basáltico de 1%, 3% y 5%, por peso, utilizando los siguientes supuestos:

1. La fase de vapor es agua.

2. El material zenolítico (sin incluir el vapor) es un 10% de masa fundida y un 90% de cristales. Esta estimación se basa en la inspección de secciones delgadas de xenolitos (el tamaño de grano es demasiado pequeño para un análisis modal preciso) y es coherente con la densidad de masa observada. En el caso general, el grado de cristalización depende en gran medida del contraste de temperatura entre el basalto y el silícico. magmas.

3. El material cenolítico es incompresible. De hecho, la masa fundida se vuelve menos densa al aumentar la presión porque se retiene más agua y la plagioclasa y el piroxeno se comprimen, pero los efectos son pequeños, opuestos y casi iguales.

Se utilizó el valor medido de p V, corrigiendo la expansión térmica de plagioclasa y pirozeno (Skinner, 1966). Los datos de Burnham y Jahns (1962) se utilizaron para la solubilidad del agua en fusión, y los datos de Burnham y otros (1969) se utilizaron para la densidad de la fase de vapor (p V). Las curvas resultantes (Figura 5) muestran la densidad de la espuma formada durante la mezcla a una presión especificada y el contenido de agua del magma basáltico. También se muestran las porciones de p X frente a las curvas de presión para la porosidad constante de la espuma.

La densidad del magma en la cámara antes de la mezcla se puede estimar para temperatura y presión elevadas asumiendo que el vidrio riolítico y la masa fundida se comportan de manera similar al vidrio y la masa fundida en el sistema albita + agua (Burnham y Davis, 1971). Los datos petrológicos indican que el magma en la cámara era un derretimiento completamente riolítico. Por lo tanto, se utilizaron las medidas de densidad para la obsidiana riolita. El contenido de agua afecta fuertemente tanto la expansión térmica como la compresibilidad del vidrio de riolita y la masa fundida. Los análisis disponibles dan un contenido de agua de obsidiana de Glass Mountain de unas pocas décimas de porcentaje (Anderson, 1941). Por lo tanto, se calculó p B frente a la presión a 900 ° C para 0 y 1% en peso de agua. El conocimiento de que los xenolitos flotaron restringe la densidad del xenolito a las partes de las curvas p X a la izquierda (densidad más baja) de la curva p B seca. Las estimaciones del contenido de agua para el magma basáltico con alto contenido de alúmina del tipo involucrado en el tamaño varían hacia arriba hasta el 5% en peso (Anderson, 1974, Rose y otros, 1978). Esto restringe la presión a una región por encima (presión más baja) de la curva p X del 5% en peso de agua. Dado que es muy probable que los xenolitos hayan experimentado una presión continuamente decreciente desde su formación, es poco probable que alguna vez hayan poseído una porosidad (X V) superior a la actual, lo que limita la densidad de xenolitos a la derecha (densidad más alta) de la curva X V = 0,23. Estas restricciones limitan la región sombreada en la Figura 5. Si supiéramos que el basalto inicialmente contenía 3 wt. % de agua, lo cual es probablemente más razonable ya que las erupciones de basalto de Medicine Lake son mucho menos gaseosas que las erupciones de Fuego para las cuales el 5 wt. Se hizo una estimación del% de agua, entonces la posible región sería un pequeño triángulo delimitado por la curva p X para 3 wt. % H 2 O, a la derecha por la curva p B apropiada, y arriba por una línea horizontal que se extiende desde la intersección de las curvas p X para 3 wt. % H 2 O y 23% de porosidad (la espuma con X H2O = 0.03 por encima de esta línea tendría X V & gt0.23). Lamentablemente, el contenido de agua del magma basáltico es una incógnita importante, pero a partir de estas consideraciones parece probable que la cámara de magma de la Montaña de Cristal se encuentre a 15 km y probablemente a 10 km de la superficie.

TABLA 1. Densidades de muestras de Glass Mountain

Muestra
(Figura 1)
Densidad aparente de
Xenolito (g / cm 3)
Densidad del anfitrión
lava (g / cm 3)
Muestra
Descripción
1A2.142.40Obsidiana riolita
1B2.132.37Obsidiana riolita
lB2.142.37Obsidiana riolita
1C2.202.38Obsidiana riolita
1D2.182.39Obsidiana riolita
1E2.101.49Piedra pómez de riolita
Promedio
2,79 y másmn0,01 X V = 0,23

Figura 5. Densidad versus presión (profundidad) para materiales de Glass Mountain. p X es la densidad aparente de la espuma basáltica (xenolitos), p R es la densidad del magma del yacimiento y p B es la densidad de masa del material cenolítico. La posible región de la cámara de magma de la Montaña de Cristal está sombreada. Las flechas muestran la trayectoria del magma basáltico ascendente con 3 wt. % agua. Véase el texto para más discusión.

Una posible trayectoria de magma basáltico ascendente se muestra como flechas en la Figura 5. asumiendo X H2O = 0.03 para basalto y X H2O = 0 a 0.01 para riolita. El basalto asciende a través de la corteza, volviéndose lentamente menos denso como lo indica el camino empinado de 10 kb a 2 kb. Las densidades a lo largo de este camino se calcularon utilizando el basalto promedio de Medicine Lake (Anderson, 1941) y el modelo de Bottinga y Weill (1970). Tenga en cuenta que a 2 kb el magma todavía está subaturado en vapor. Sin embargo, a esta profundidad ingresa a la cámara de magma de la Montaña de Cristal, experimenta una rápida cristalización mientras exsuelve una fase de vapor y forma una espuma con p B = 2.74 g / cm 3, XV & gt = 0.17 yp X & lt = 2.34 g / cm 3. Si esta espuma permaneciera rígida pero se filtrara después de la formación, seguiría una curva de porosidad constante hacia la superficie. Si mantuviera una presión de poro en equilibrio y no tuviera fugas, seguiría una curva de agua constante y explotaría durante el ascenso. El camino que se muestra es intermedio: alguna fuga y alguna expansión al observado X V = 0.23. Los xenolitos de Glass Mountain probablemente se filtraron, ya que la mayoría de los xenolitos tienen una gran vesícula en la interfaz lava / xenolito, como se muestra en la Figura 4. El inflado de la espuma funciona, energía para la cual es suministrada en gran parte por cristalización. A 2 kb, la energía disponible de la cristalización es casi dos órdenes de magnitud mayor que la energía requerida para la inflación.


LA ERUPCIÓN DE LA MONTAÑA DE CRISTAL

Las implicaciones importantes de esta discusión para Glass Mountain son que el agua jugó un papel importante en la evolución del magma y que la cámara se encuentra a poca profundidad. En la Figura 6 se muestra una reconstrucción probable de la secuencia de la erupción. El magma basáltico entró en la cámara y formó una espuma que flotó y se mezcló (en un sentido mecánico) con el magma en la cámara. La siguiente erupción golpeó primero al híbrido que se concentró en la parte superior de la cámara. La evidencia de que se produjo una disolución de vapor dentro de la cámara sugiere que la mezcla desencadenó la erupción. Suponiendo que 0,2 km 3 del flujo es una mezcla 1: 3 de basalto y riolita, entonces el volumen de vapor exsuelto dentro de la cámara fue de 0,01 km 3. Es casi seguro que algo de esto se filtró de la espuma y se disolvió en la masa fundida riolítica fuertemente insaturada en agua. No obstante, un rápido aumento de volumen dentro de la cámara podría adaptarse más fácilmente mediante la extrusión de material de la cámara. Por lo tanto, los eventos de mezcla y erupción probablemente estuvieron muy espaciados en el tiempo y pueden correlacionarse con la extrusión de magma máfico 10 km al sur en los flancos de las tierras altas en el cráter High Hole y su flujo de lava quemado asociado. Riolita similar y dacita híbrida han entrado en erupción antes cerca de Glass Mountain y en otros lugares cerca del susmit de Highland. Estos pueden ser productos de la intrusión repetida de magma basáltico en un relativamente grande. cámara de magma poco profunda y de larga duración debajo de la caldera (Figura 3). Esto explicaría la condición líquida o sobrecalentada de algunas de estas lavas, como lo indica su falta de fenocristales.

Figura 6. Secuencia de erupción probable en Glass Mountain. (1) El magma máfico se entromete en la cámara de magma riolítica poco profunda y hace erupción cerca del cráter High Hole. (2) La vesiculación de magma máfico frío forma una espuma que flota y se mezcla en la cámara de convección. (3) La vesiculación en la cámara desencadena la erupción, que primero golpea la dacita híbrida concentrada cerca del techo de la cámara. (4) La erupción continúa con la extrusión de magma de riolita. La tefra riolítica que subyace a Glass Mountain puede haber estallado temprano en esta secuencia, como una respuesta inmediata a la intrusión de magma máfico en la cámara, antes de que la mezcla estuviera muy avanzada. Alternativamente, la baja densidad de magma riolítico rico en agua en la parte superior de la cámara, dice, ha impedido un aumento adicional de las corrientes ricas en espuma. de modo que un pequeño casquete riolítico permaneció cerca del techo de la cámara y estalló como tefra justo antes de la dacita híbrida.

Aunque el contenido de agua del magma basáltico es una gran incógnita, el alto contraste de densidad inicial entre los magmas basálticos y de yacimiento (Eichelberger, 1979) limita la cámara de Glass Mountain a poca profundidad. Tanto la composición silícica como la escasez de fenocristales en el magma del yacimiento contribuyen a este contraste de alta densidad. Una mezcla de contraste de alta densidad notablemente similar surgió del monte. Mazama para formar el flujo de dacita Llao Rock, justo antes del evento Crater Lake. La posterior erupción climática de tefra muestra que el monte. Mazama se superpone a un gran reservorio poco profundo que contiene magma silícico pobre en cristales, con magma máfico en la base del reservorio. Los datos de Glass Mountain sugieren que esta condición existe ahora debajo de Medicine Lake Highland.

Otra consecuencia de esta hipótesis es que la mezcla entre el magma almacenado en un reservorio de la corteza y el magma máfico que alimenta el reservorio está controlada por el contenido de agua del magma máfico. Mixing during replenishment of crustal magma reservoirs offsets compositional effects of fractionation or crustal melting, so that eruption products of reservoirs fed by wet mafic magma will tend to be intermediate in composition. Volcanism resulting from dry mafic magma will be bimodal because mafic magma remains at the base of the reservoir without mixing. Anderson (1974) suggested that Medicine Lake basalts are drier than those to the west of Mt. Shasta. This may account for the bimodal character of volcanism east of the High Cascades, farther from the plate boundary and the source of water.

This work was supported by the Office of Basic Energy Sciences, U.S. Department of Energy. David Mann prepared the thin section shown in Figure 4.

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4.2 Crystallization of Magma

The minerals that make up igneous rocks crystallize at a range of different temperatures. This explains why a cooling magma can have some crystals within it and yet remain predominantly liquid. The sequence in which minerals crystallize from a magma is known as the Bowen Reaction Series (Figures 4.2.1 and 4.2.2).

Of the common silicate minerals, olivine normally crystallizes first, at between 1200° and 1300°C. As the temperature drops, and assuming that some silica remains in the magma, the olivine crystals will react (combine) with some of the silica in the magma to form pyroxene. As long as there is silica remaining and the rate of cooling is slow, this process continues down the discontinuous branch: olivine to pyroxene, pyroxene to amphibole, and (under the right conditions) amphibole to biotite.

At about the point where pyroxene begins to crystallize, plagioclase feldspar also begins to crystallize. At that temperature, the plagioclase is calcium-rich ( anorthite ) (see Figure 3.1.6). As the temperature drops, and providing that there is sodium left in the magma, the plagioclase that forms is a more sodium-rich variety (e.g., albite ).

Finally, if the magma is quite silica-rich to begin with, there will still be some left at around 750° to 800°C, and from this last magma, potassium feldspar, quartz, and maybe muscovite will form.

Figure 4.2.1: The Bowen reaction series describes the process of magma crystallization.

Who was Bowen, and what is a reaction series?

Norman Levi Bowen, born in Kingston, Ontario, studied geology at Queen’s University and then at MIT in Boston. In 1912, he joined the Carnegie Institution in Washington, D.C., where he carried out groundbreaking experimental research into the processes of cooling magmas. Working mostly with basaltic magmas, he determined the order of crystallization of minerals as the temperature drops. The method, in brief, was to melt the rock to a magma in a specially-made kiln, allow it to cool slowly to a specific temperature (allowing some minerals to form), and then quench it (cool it quickly) so that no new minerals form (only glass). The results were studied under the microscope and by chemical analysis. This was done over and over, each time allowing the magma to cool to a lower temperature before quenching.

The Bowen reaction series is one of the results of his work, and even a century later, it is an important basis for our understanding of igneous rocks. La palabra reaction is critical. In the discontinuous branch, olivine is typically the first mineral to form (at just below 1300°C). As the temperature continues to drop, olivine becomes unstable while pyroxene becomes stable. The early-forming olivine crystals react with silica in the remaining liquid magma and are converted into pyroxene, something like this:

This continues down the chain, as long as there is still silica left in the liquid.

The composition of the original magma is critical to magma crystallization because it determines how far the reaction process can continue before all of the silica is used up. The compositions of typical mafic , intermediate, and felsic magmas are shown in Figure 4.2.3. Note that, unlike Figure 4.1.1, these compositions are expressed in terms of “oxides” (e.g., Al2O3 rather than just Al). There are two reasons for this: one is that in the early analytical procedures, the results were always expressed that way, and the other is that all of these elements combine readily with oxygen to form oxides.

Figure 4.2.3: The chemical compositions of typical mafic, intermediate, and felsic magmas and the types of rocks that form from them.

Mafic magmas have 45% to 55% SiO2, about 25% total of FeO and MgO plus CaO, and about 5% Na2O + K2O. Felsic magmas, on the other hand, have much more SiO2 (65% to 75%) and Na2O + K2O (around 10%) and much less FeO and MgO plus CaO (about 5%).

Practice Exercise 4.1 Determining rock types based on magma composition

The proportions of the main chemical components of felsic, intermediate, and mafic magmas are listed in the table below. (The values are similar to those shown in Figure 4.2.3)

Table 4.1 Proportions of the main chemical components in felsic, intermediate, and mafic magma
Oxide Felsic Magma Intermediate Magma Mafic Magma
SiO2 65% to 75% 55% to 65% 45% to 55%
Al2O3 12% to 16% 14% to 18% 14% to 18%
FeO 2% to 4% 4% to 8% 8% to 12%
CaO 1% to 4% 4% to 7% 7% to 11%
MgO 0% to 3% 2% to 6% 5% to 9%
Na2O 2% to 6% 3% to 7% 1% to 3%
K2O 3% to 5% 2% to 4% 0.5% to 3%

Chemical data for four rock samples are shown in the following table. Compare these with those in the table above to determine whether each of these samples is felsic, intermediate, or mafic.

Table 4.2 Chemical Data for Four Unidentified Rock Samples
Rock Sample SiO2 Al2O3 FeO CaO MgO Na2O K2O What type of magma is it?
Rock 1 55% 17% 5% 6% 3% 4% 3%
Rock 2 74% 14% 3% 3% 0.5% 5% 4%
Rock 3 47% 14% 8% 10% 8% 1% 2%
Rock 4 65% 14% 4% 5% 4% 3% 3%

As a mafic magma starts to cool, some of the silica combines with iron and magnesium to make olivine. As it cools further, much of the remaining silica goes into calcium-rich plagioclase, and any silica left may be used to convert some of the olivine to pyroxene. Soon after that, all of the magma is used up and no further changes takes place. The minerals present will be olivine, pyroxene, and calcium-rich plagioclase. If the magma cools slowly underground, the product will be gabbro if it cools quickly at the surface, the product will be basalt (Figure 4.2.4).

Felsic magmas tend to be cooler than mafic magmas when crystallization begins (because they don’t have to be as hot to remain liquid), and so they may start out crystallizing pyroxene (not olivine) and plagioclase. As cooling continues, the various reactions on the discontinuous branch will proceed because silica is abundant, the plagioclase will become increasingly sodium-rich, and eventually potassium feldspar and quartz will form. Commonly even very felsic rocks will not have biotite or muscovite because they may not have enough aluminum or enough hydrogen to make the OH complexes that are necessary for mica minerals. Typical felsic rocks are granite y rhyolite (Figure 4.2.4).

Figure 4.2.4: Examples of the igneous rocks that form from mafic, intermediate, and felsic magmas.

The cooling behaviour of intermediate magmas lie somewhere between those of mafic and felsic magmas. Typical mafic rocks are gabbro (intrusive) and basalt (extrusive). Typical intermediate rocks are diorite y andesite . Typical felsic rocks are granite and rhyolite (Figure 4.2.4).

A n igneous rock with large crystals, called phenocrysts , embedded in a groundmass of much finer crystals is indicative of a two-stage cooling process, and the texture is porphyritic (Figure 4.2.5). For the rock to be called “porphyritic” there has to be a significant difference in crystal size, where the larger crystals are at least 10 times larger than the average size of the smaller crystals.

Figure 4.2.5: Porphyritic textures, left: 1.3 cm long amphibole crystals in an intrusive igneous rock in which most of the crystals are less than 1 mm, right: 1 to 2 mm long feldspar crystals and 1 mm long amphibole crystals in a volcanic rock where most of the crystals are less than 0.1 mm.

Practice Exercise 4.2 Porphyritic minerals

As a magma cools below 1300°C, minerals start to crystallize within it. If that magma is then involved in a volcanic eruption, the rest of the liquid will cool quickly to form a porphyritic texture. The rock will have some relatively large crystals ( phenocrysts ) of the minerals that crystallized early, and the rest will be very fine grained or even glassy. Using Figure 4.2.6, predict what phenocrysts might be present where the magma cooled as far as line a in one case, and line B en otro.

Figure 4.2.6: Bowen reaction series. Line a – at high temperature – intersects olivine, Line b – at a lower temperature – intersects pyroxene and amphibole on the left, and plagioclase feldspar on the right

Media Attributions

the scheme that defines the typical order of crystallization of minerals from magma


Late Triassic Magma Mixing and Fractional Crystallization in the Qingchengzi Orefield, Eastern Liaoning Province: Regional Petrogenetic and Metallogenic Implications

The Qingchengzi orefield is an important Pb-Zn-Au-Ag polymetallic orefield in NE China. The Indosinian magmatism has formed the Shuangdinggou batholith and the Xinling stock, as well as dikes of quartz monzonite porphyry and lamprophyre. According to petrographic characteristics, the Shuangdinggou intrusion can be divided into the main suite and the central suite. Zircon U-Pb dating yielded crystallization ages of 215.0–220.9 Ma for these various Qingchengzi magmatic units, which are within analytical error and represent coeval magmatism. The Shuangdinggou main suite contains abundant mafic microgranular enclaves (MMEs) and shows features of magma mixing. Geochemically, the major oxide contents of the MMEs and their quartz monzonite host show well-defined linear fractionation trends. The REE and trace element patterns of the MMEs and their host are similar, which demonstrates certain degree of geochemical homogenization between the two during magma mixing. The Shuangdinggou main suite shares similar geochemical characteristics with typical high Ba-Sr granites (Ba=1 082 ppm–2 051 ppm, Sr=803 ppm-886 ppm), and was likely originated from the mixing between a melt derived from partial melting of the thickened lower crust and the enriched mantle. The central suite was likely formed by fractional crystallization of the main-suite magma. The Xinling intrusion may represent a branch of the Shuangdinggou intrusion and has the same genesis as the central suite. The quartz monzonite porphyries geochemically mimic the Shuangdinggou main suite, and may also be an epioic facies of the Shuangdinggou intrusion. The MMEs and lamprophyres may have been derived from incomplete magma mixing. Formation of the Pb-Zn and Au-Ag deposits in the Qingchengzi orefield may have been related to the granite/quartz monzonite porphyries near the Shuangdinggou intrusion, which were formed by magma mixing and fractional crystallization.


Pyroxenes in the Crystallization of Basaltic Magma

The early and middle stages of crystallization of saturated basaltic magma are normally characterized by three reaction series the two continuous series of plagioclase and of augi te and the discontinuous series olivine- (orthopyroxene-pigeonite). Under high-temperature laboratory conditions there may be complete solid solution throughout the pyroxene field, as indicated by those portions of the field which have been investigated. At the lower temperatures of crystallization which obtain under magmatic conditions, it seems likely that there is limited solid solution in the pyroxene field. Thus two pyroxene phases, a Ca-poor and a Ca-rich phase, will normally crystallize in equilibrium with each other. These two phases may be considered to be diopside-hedenbergite with subordinate clinoenstatite-ferrosilite, and clinoenstatite-ferrosilite with subordinate diopside-hedenbergite in solid solution. The latter phase will appear as ensta-tite-orthoferrosilite if crystallization is below the inversion temperature. During subsequent slow cooling, the pyroxenes tend to assume more ordered structures by exsolution. Thus augites exsolve orthopyroxene or pigeonite and vice versa. Yet, even in the slowly cooled plutonic rocks, complete separation is never attained, though it is approached by exsolution. In volcanic rocks quenching preserves the initial state of solid solution in both phases. Pyroxenes in volcanic, hypabyssal, and plutonic rocks crystallized from saturated basaltic magmas have the same chemical compositions and same degree of solid solution. This is an indication of the rather small range in temperature at which saturated basaltic magmas crystallize, regardless of their environment. Slowly cooled orthopyroxenes exsolve diopside-hedenbergite as fine lamellae parallel to (100). Pigeonites exsolve augite as coarser lamellae parallel to (001). Upon inversion of pigeonite to the orthorhombic form, the augite lamellae remain on the now relict monoclinic (001) plane, and further exsolution of diopsidic pyroxene may take place on (100). Magnesian augites up to approximately Wo40En45Fs15 exsolve ortho-pyroxene as lamellae parallel to (100), but more iron-rich augites exsolve pigeonite parallel to (001). The latter may later invert to hypersthene. These augites may also show a second stage of exsolution of hyper-sthene parallel to (100). In combinations of the slightly dissimilar structures, hypersthene and either augite or pigeonite, the exsolution lamellae tend to be parallel to (100), which is a plane common to both structures. In similar structures, such as augite and pigeonite, the orientation and width of the lamellae are probably controlled chiefly by the ease of access of the ions to the new surface of separation, and hence the preferred orientation is parallel to (001). The authors disagree with Guimaräes' (1948) concept of hypersthenization. In the hypabyssal rocks which he studied, the hypersthenization hypothesis may appear to be valid but the facts can equally well be explained by the exsolution-inversion hypothesis favored by the writers. Pyroxene relations in plutonic and volcanic rocks can be successfully interpreted on the same basis as hypabyssal rocks by the exsolution-inversion hypothesis, but the hypothesis of hypersthenization cannot account for the pyroxenes in these rocks.


3.3: Crystallization of Magma - Geosciences

Igneous rocks form as a result of magma crystallization (freezing) as the temperature of the magma decreases.

You might expect that the types of minerals that crystallize depend only on the original composition of the magma, however, rock formation is more complex.

Different minerals have different melting or freezing points and so as the temperature of magma decreases, minerals with the highest melting point crystallize first. Extracting these minerals from the melt, alters the magma composition.

The remaining magma may have different physical characteristics such as density, and thus may be more buoyant than the original melt.

An increase in buoyancy may allow the remaining liquid to separate from the already formed crystals, leading to chemical/mineral differentiation in a process called fractional crystallization.

Sometimes crystals can react with the changing melt composition changing for example, olivine to pyroxene. The sequence of minerals crystallizing from a melt is referred to as Bowen's Reaction Series .

[Study Figure 4.4 on page 77 of the text]

On a large scale, differentiation within Earth is evident in the separation of iron into the core and the lighter elements into the crust.

Magma Contamination

When magma cools, it is surrounded by cooler rock. Frequently, pieces of this surrounding "country" rock are asimilado into the magma, altering the chemical signature of the rock.

Often pieces of the rock surrounding the magma can become entrained in the liquid. After cooling, these foreign pieces of rock are surrounded by the solidified igneous rock. We call these fragments in igneous rocks xenoliths .


Magma oceans

The Geodynamics 101 series serves to showcase the diversity of research topics and methods in the geodynamics community in an understandable manner. We welcome all researchers – PhD students to professors – to introduce their area of expertise in a lighthearted, entertaining manner and touch upon some of the outstanding questions and problems related to their fields. For our latest ‘Geodynamics 101’ post we will talk about magma oceans!

When you think about the Earth a long, long time ago, in its late stages of formation, which picture comes to your mind? A lot of volcanoes erupting? Lava running from cracks in rocks? Meteorites falling? Maybe dinosaurs roaming the land? Well, first of all, there was certainly no life, and the dinosaurs only showed up somewhat recently in the history of the Earth (

4500 million years old). In fact, our planet was a much more extreme environment that one might think… Even if frequent, meteorites would only arrive every few thousands of years. Temperatures at the surface were extremely high, as high as 2000 K (1727 °C). Yeah, forget it, too hot even to go to the beach. That, and… there was no land, because a big part of the rocks that form the Earth were molten and our planet was covered in a deep magma ocean. An ocean you definitely don’t want to go in for a swim.

Weather prediction for the Earth, 4.5 billion years ago: really hot, the sort of hot that doesn’t allow you to work on your tan because… well, everything was molten. This photo was in fact taken in the Hawaii Volcanoes National Park, in May 1954 during the eruption of the Kilauea Volcano. Credit: photo by J. P. Eaton, May 31, 1954

What?! A magma ocean?

That’s right, a magma ocean. Think of it as a body of magma, consisting of a mixture of molten or partially-molten rock, volatiles (dissolved gas and gas bubbles) and solids (suspended crystals). The magma behaves as a liquid, which means that the quantity of solids floating in the system is not enough for the solid particles to connect with each other. When that happens, we are left with a crystal mush, where the magma flows inside a porous rock, instead of having solid particles floating in the liquid, as happens in a magma ocean.

A magma ocean is an extreme environment that is vigorously convecting. Several laboratory experiments suggest that the consistency of such systems is something like honey, with uncertainties depending on several factors such as pressure, temperature, the amount of water and the presence of crystals. Yeah, extremely hot molten rocks flowing like honey covering all the surface of the Earth and extending to thousands of kilometres depth. Very, very different from today’s Earth, hum? By definition a magma ocean needs to encompass a substantial fraction of the planet (something like more than 10%), otherwise we can call it a magma pond or a magma lake. No swimming in these as well. Also, no ducks there.

Sounds a bit like science fiction, right?

Yeah… However, the idea has been around for some centuries. In the late XVII century, Gottfried Wilhelm Leibniz proposed that Earth began as a uniform liquid, and differentiated compositionally as it cooled. Others, such as Comte de Buffon, or Lord Kelvin tried to calculate the age of Earth based on the assumption that the Earth was once completely molten and cooled to present-day (and is still cooling).

Ironically, humankind had to go to the Moon in order for the magma ocean hypothesis to evolve to its modern form. Samples returned from the Apollo missions showed that the whiter part of the crust you can see when you look up to the Moon is composed of rocks called anorthosites. In short, and without going into detail, the only mechanism for the formation of these rocks that has attained general acceptance is if they formed through flotation of crystals to the top of a magma ocean on the early Moon. Other rocks recovered from the Moon are also consistent with a fractional solidification of a magma ocean.

If the Moon went through a magma ocean stage it is likely that the Earth underwent it too. Just as the other rocky planets in the inner Solar System: Mercury, Venus and Mars. In fact, various observations point to the occurrence of magma oceans in the early evolution of rocky planets. We know this through the observation of, for example, iron meteorites, or on Earth because we know that a large iron core exists. A magma ocean facilitates the formation of the core early in the history of the planets. Iron is a heavy metal that is thought to have arrived on the early Earth mixed with silicon and silicates. A very hot magma ocean would have melted the rocks and metals and allowed the heavier liquid iron to sink down to the centre of the Earth to form the core.

Thus, it is widely accepted that magma oceans are significant events in the earliest stages of planetary evolution and set the initial conditions for their future evolution. Meaning that understanding how a magma ocean evolved on Earth is key to understand why life exists on our planet.

How did magma oceans form?

The late stage of formation of the Earth and other rocky planets was an energetic process, where violent impacts between protoplanets happened. The energy provided by impacts was the largest energy source to heat and melt the Earth. There were however other sources of heat I should mention such as the conversion of gravitational energy of formation into heat, heat losses from the core at the core-mantle boundary, radioactive decay (mainly short-lived isotopes such as 26 Al and 60 Fe, which are important in the early stages of planetary formation), electromagnetic induction heating and tidal heating (caused by the proximity to another large object). Basically, a large amount of energy was being provided to the juvenile rocky planets. Thus, again, it is very likely they underwent one or multiple large-scale melting events.

It is probable that in the last giant impact to hit the Earth, the impactor was the size of Mars. Such a big impact had enough energy to melt at least a substantial part of the mantle. Oh, and this impact is also believed to have formed the Moon. Pretty cool, right? The Moon-forming impact was most likely in the origin of the last major, deep and global magma ocean on Earth. But how did the magma ocean evolve in such a way that set up the initial conditions for the evolution of a tectonically active planet, able to sustain water at the surface, an atmosphere, and life?

BOOOMMM! And the Earth was molten! And the Moon was formed! Artist’s depiction of a collision between two planetary bodies. Such an impact between Earth and a Mars-sized object likely formed the Moon. Credit: NASA/JPL-Caltech

How did the magma ocean evolve on Earth?

Fortunately for us, the magma ocean solidified, and Earth’s conditions are very different from back then. According to the conventional view, as a magma ocean loses heat from the surface, its temperature drops, and it starts crystalizing from the bottom-up. When there are enough crystals present, a solid matrix is formed, and because overall this structure flows slower, the heat loss is also much slower, and thus crystallization is prolonged. Estimates for the transition from a liquid- to a solid-dominated regime range from thousands of years to several hundred million years. However, fully crystallizing the mantle takes billions of years. It might sound a bit strange that the uncertainty in the lifetime of a magma ocean exhibits such large differences. This is due to the fact that we don’t know much about such a system (we never observed one…), and the data available is rare and hard to interpret. These are the sort of uncertainties that we have to deal with when studying the evolution of a magma ocean on Earth:

    Was an atmosphere present? After the Moon-forming impact the surface temperatures were very high (

How does the magma ocean crystallize? In the classic view, shown here, it crystallizes from the bottom-up. Credit: Diogo Lourenço

  • Could the surface be solid? The existence of a solid lid at the surface would slow down the cooling of a magma ocean, and therefore increase its solidification time. However, it is unlikely that such a lid developed in bigger planets because of: (1) the possible existence of an insulating atmosphere that keeps the temperature at the surface high, (2) the major possibility of any solidified material to sink, and (3) any small impactor during the cooling of the magma ocean would disrupt the formed lid. The only likely way to form a relatively complete conductive lid on a planetary-scale magma ocean is by flotation of buoyant minerals to the surface. Like in the Moon, remember? However, this mechanism is likely to occur only on small planets.
  • How do crystals in a magma ocean behave? One of the most important and complex questions regarding the crystallisation of a magma ocean is whether the crystals continue to be suspended in the liquid, or whether they settle, being removed from the liquid magma ocean. This is a challenging problem to address due to the lack of information about the conditions in a magma ocean, and the complexity of the physics of settling versus entrainment in a vigorous fluid flow. In general, longer timescales of magma ocean freezing imply relatively slow convection within the magma ocean and may allow for crystal settling. On the other hand, short timescales imply fast turbulent convection, and hence no crystal settling. On Earth, with all the uncertainties, both styles are acceptable to have operated, but most likely a combination of the two types of solidification existed in a magma ocean, where at first crystals remained entrained, and as the magma ocean cools down crystals started to settle.
  • Full-mantle overturns? Another complexity in the evolution of a magma ocean is that full-mantle overturns are predicted. Two types have been proposed: (1) Thermal overturns, where the (partially-molten) mantle resulting from the solidification of a magma ocean is gravitationally unstable. These instabilities can grow to a solid-state overturning of the cumulate mantle. (2) “Compositional” overturns. As the magma ocean crystallizes, a progressive enrichment of iron and incompatible elements in the magma is expected, and ultimately, this leads to an unstable compositional density stratification because magma ocean cumulates will be denser as the crystallisation front proceeds. A single overturn and a pronounced stratification of the compositionally stratified cumulate layers are expected, which could delay mantle solid convection for billions of years. However, it might be the case that stratification is (partially) erased through progressive mixing due to multiple incremental cumulate overturns, instead of a single one.

How does the magma ocean crystallize? In a more more recent view, shown here, it crystallizes from the middle-out. Iron (Fe) tends to concentrate in the magma. Eventually, when the BMO is almost solid, the last-forming solids are highly iron-enriched, and probably dense enough to become stable against entrainment in the solid mantle. Credit: Diogo Lourenço based on Labrosse et al. (2007)

  • Did the magma ocean really crystallize from the bottom to the top? Alright, here we go for another strange bit. The conventional view presented above is that the magma ocean crystallised from the bottom-up. Makes sense, yes? However, evolution from a completely molten state resulting from the Moon-forming impact might have been different from the conventional view. Recent measurements suggest that it is possible that liquids are denser than solids at lowermost mantle depths, opening the possibility for alternative scenarios of crystallisation of a magma ocean from mid-mantle depths. This would imply that as the magma ocean crystallizes, a shallow and a basal magma ocean (BMO) are formed. The solid layer grows upward and downward, however it grows faster towards the surface because of rapid heat loss to the atmosphere. The BMO’s heat loss is buffered by the mantle, so it crystallizes much slower. Moreover, the basal melt layer is also cooling slower because iron and incompatible trace elements (such as heat-producing elements) would tend to be concentrated in the magma. Eventually, the BMO would almost completely solidify, with the last-forming solids being highly iron-enriched, and probably dense enough to become stable against complete entrainment in the solid mantle. These dense and solid piles could account for some of the observed large-scale features with reduced seismic velocities around the core-mantle boundary we observe today. Understanding whether the Earth had a BMO, and if so, its evolution, is a first-order question that has important implications for planetary thermochemical evolution, for example some reservoirs isolated from the rest of the mantle can be the result from the crystallisation of a BMO. Also, it would have affected the thermal history of the Earth and affected the history of the geodynamo in our planet.

Answering these questions, which are all connected to the chemical and dynamical evolution of a magma ocean, is very important in order to understand the initial conditions for solid-state mantle convection, which on Earth led to plate tectonics and life (but did not in other terrestrial planets). We should keep in mind that magma oceans are common and are still being formed in other galaxies, so maybe planets with magma oceans will one day become targets for direct imaging. Who knows?

I will leave you with some links and further reading below if you really got excited with this text! If you really really got motivated then you can also read my PhD thesis, I’m still recovering from that time, so it will make me happy to know it taught something to other people.

Alright, enough! Hope you enjoyed the read and remember to not swim in magma oceans (you might get arrested)! Bye-bye!


3.3: Crystallization of Magma - Geosciences

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7.7 Answers to Chapter Review Questions

As the temperature decreases minerals that formed early (e.g., olivine) may react with the remaining magma to form new minerals (e.g., pyroxene).

Calcium-rich plagioclase forms early on in the cooling process of a magma, but as the temperature drops, a more sodium-rich variety forms around the existing crystals.

Some minerals must begin to form while melt is still present. Early-forming minerals, which are typically quite dense (e.g., olivine), will sink to the bottom of the magma chamber if the magma is not too viscous, thus becoming separated from the rest of the magma. The composition of the remaining magma will be more felsic than before.

Phaneritic texture means that individual crystals can be distinguished by the naked eye. Aphanitic texture means that individual crystals cannot be distinguished without a microscope. The dividing line is somewhere between 0.1 and 1 mm, depending on the minerals.

A concordant body (a sill) is parallel to any pre-existing layering (e.g., bedding or foliation) in the country rock is. A discordant body (a dike) cuts across any pre-existing layering, or has intruded in country rock without layering (e.g., in granite).

When the hot magma intrudes into cold country rock, the margins cool quickly and small crystals form, whereas magma that is not in contact with the cool country rock will cool more slowly, and larger crystals will form. The chilled margin is the band of small crystals along the edge of the dike.

A batholith has an area of 100 km 2 or greater, whereas a stock is smaller.

Batholiths (or stocks) intrude into existing rock by (a) melting through the country rock, or (b) causing the country rock to break and fall into the magma (stoping), or (c) pushing the country rock aside.

Compositional layering forms when early-crystallizing minerals sink toward the bottom of a magma chamber. This can only happen in non-viscous magma. Mafic magma is typically much less viscous than felsic magma.


Rethinking Millions of Years

Phelps said, “I remember . . . saying, ‘Is this feasible? I do not think this is right. Because in my head I was still kind of thinking about a thousand-year time scale. And these numbers were meaning days or hours.”13

Such rapid growth rates of these pegmatite crystals may seem outrageous and extraordinary to these scientists with their slow-and-gradual mindset. However, independent studies have already demonstrated similar rapid growth rates were necessary to produce some large crystals in certain granites,14 and the large crystals found in some volcanic rocks.15 So, the growth of large crystals in minutes to within hours to days is well-demonstrated and well-known from experiments, whereas this study is significant for determining such fast growth rates for naturally grown crystals.

Can these results be also applied then to the growth of all the crystals in granites, thus necessitating the granites themselves formed within days? These investigators simply deferred to the evolutionary geology dogma that granite bodies take up to a million years to form, cool and crystallize. But yes, they did suggest it may be worth reconsidering whether large crystals in other magmatic systems, such as those in granites, are a consequence of rapid growth using this same research strategy.

Therefore, this evolutionary geology dogma emphatically does not disprove the biblical age of the earth of only 6000-7000 years and the global flood cataclysm that occurred about 4300 years ago. Indeed, there is much other evidence now available that demonstrates many granites, and their crystals, could have formed within days during the catastrophic global Genesis flood.16

Sadly, these scientists are willingly ignorant of (2 Peter 3: 3-6) and suppress (Romans 1: 18-20) so much evidence around the globe for the Genesis flood cataclysm.17 After all, its catastrophic watery conditions were unlike anything scientists have ever witnessed. So, blinded by their unbiblical evolutionary worldview they ignore the voluminous careful scientific research that continues to confirm what God’s inerrant Word teaches about the true history of the earth.

We must always remember that God never lies (Titus 1: 2). So, we can totally trust his Word as our absolute authority in everything, including His eyewitness record of the earth’s creation and history, in which his plan for our salvation unfolded.


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