Solidificación de magma basáltico durante el flujo en un dique

Los magmas basálticos a temperaturas de 1100 grados a 1200 grados C comúnmente ascienden en diques a través de la corteza superior de la Tierra, donde las temperaturas son considerablemente más bajas. A medida que comienza el intercambio de calor entre un magma invasor y las rocas de la pared, las temperaturas cerca de los márgenes del dique están bien por debajo de las temperaturas de solidificación, y así, una capa de magma enfriado y solidificado está presente entre las rocas de la pared y el magma no enfriado que fluye en el centro del dique. La tasa de crecimiento (o decrecimiento) de esta capa está controlada por el grosor del dique, la tasa de flujo del magma, la distancia desde la región fuente, la diferencia de temperatura entre el magma y las rocas anfitrionas, y la dependencia de la temperatura de la viscosidad del magma. De acuerdo con los datos disponibles obtenidos durante la observación de erupciones de fisuras volcánicas y del estudio de diques antiguos, calculamos que los magmas que fluyen distancias de más de unos pocos kilómetros desde una región de la corteza superior y a velocidades iniciales de 1 m/s en diques que tienen 2 m de grosor se solidifican en pocas horas. Las temperaturas en el contacto entre el magma y las rocas de la pared pueden permanecer bien por debajo de las del magma inicial no enfriado durante la duración de la transferencia de calor. La corta duración de la transferencia de calor y el pequeño aumento de temperatura en las rocas de la pared explican la falta de efectos metamórficos de contacto cerca del contacto de muchos diques. Los magmas que abandonan la región fuente en diferentes momentos se yuxtaponen. A medida que la capa solidificada crece hacia el interior desde las paredes del dique, esta yuxtaposición se conserva y puede explicar la zonación composicional y textural de algunos diques.