PROPIEDADES TÉRMICAS DE LAS ROCAS1 Geología de los cuerpos ígneos .................. 63 3.. Aureolas térmicas ........................................................................... 64 3..... 87 4............................................... 19 1......................................... 91 4....................... 71 4............................................................................................................. 35 2.......................................................................................................... Reptación ............................................... 88 4...2 Litósfera y Astenósfera.....................................................................3 Plumas ...................................................................... 50 3........................................ 45 Capítulo 3 PR OPIEDADES FÍSICAS DEL MAGMA 3................ 12 1.. Densidad ......1.................................................... 101 ..................................................................................................................................................... Viscosidad................................... Introducción ........ PRINCIPIOS DE REOLOGÍA 2.......................3 Corteza.....................1................................................ Transmisión del calor por conductividad ........ Introducción............................................. 43 2..2 Deformación continua ..........1............2 Características reológicas de la corteza..................................1........................3............ 37 2...1 Cuerpos firmoviscosos o Kelvin ........ 83 4............... 1.............................1.................................................................. 93 Capítulo 5 INTRODUCCIÓN AL ESTUDIO DE LOS CUERPOS ÍGNEOS 5.............................................................................................................. 27 2................. 43 2.................. 73 4............................................................................................................................................................................................ 73 4...................................................1...............................................3...............................................................1... 67 Capítulo 4 ESTRUCTURA DE LA TIERRA 4.................................4 Provincia ígneas gigantes ................................................................4...................3.............................4........................................................1.................................................................................................................................................................................................................................................1.............. 41 2......................................................................................................................................................INDICE Introducción ................................................................1 Núcleo ..........2 Manto .......4. 99 5.....................................................................................................................................................................................................................3............................. 33 2........................................................................................................................................................................................................ Transmisión del calor por convectividad ................................1 Deformación no continua ......................................................................... 11 1........................................................................... 21 Capítulo 2.......1......................3........................................2..... 85 4............................................. 58 3.6 Subplaca máfica ....... 43 2......................................................................................................................................................................................................1 Gradiente adiabático.................................................................................................................... 79 4...................................................... 7 Capítulo 1 PR OPIEDADES TÉRMICAS DE LAS R OCAS 1..............3 Cuerpos Burger ............................................................................2 Cuerpos viscoelásticos o Maxwell ............................................... 1................ 29 2........................................................................................................................................................................................................... Viscosidad.....................................................................................................................1....................3...........................5 Placa .............................2.2 Flujo laminar y turbulento..1.......................................................2.....................................4.................... Estructura interna de la Tierra..............................................................1 Composición de la corteza ........................................................................................ 83 4......................................................... Elasticidad........ 21 1...................3 Aspectos físicos de la deformación .............................1 Convección......4..........................................1 Viscosidad efectiva............. Cuerpos con propiedades reológicas combinadas.2 Fábricas magmáticas y magnéticas... ....1.. 200 9...........1..........4....................................................................... Batolitos ...1..3 Depósitos de caída ..........................................1..1......1................ Diques ... 6..........................1 Diques longitudinales............................................................1 Zonación .................................................1 Plateau basálticos ................................................ Cráteres y calderas...................................... 139 8....................................2 Facolitos .......................................................... Estilos eruptivos ..... Aureolas de contacto . 221 Apéndice II .................................................................................................. 190 9..........................................................................3...................................................1...................................................................................................................................... 157 8....3..... Contactos............................................. 156 8.................................................................................... 156 8.................................................... 201 9.......................................................................................................................4................... Edificios volcánicos relacionados a reservorios magmáticos superficiales. 6..............................................1.......................................... 106 113 114 121 123 Capítulo 7 LACOLITOS 7..............................................................................................................1.........3 Lopolitos .......................................................... 1......................................................................................................... coladas dómicas y domos .......................4..........1 Características de los productos volcánicos más frecuentes.........................5......................................................................................................................................... Diques radiales y anulares. Intrusivos subvolcánicos..............................................................................4 Flujos de lava: coladas..................................3 Miarolas ....................................................................................................... 204 9..................................7...............................2 Batolitos anorogénicos o de intraplaca......................................1.......................................................................................................................... 6........2 Techos y costados ................2.......................................................... 135 Capítulo 8 CUERPOS ÍGNEOS GLOBOSOS 8.............................1 Flujos de densidad calientes....................................3.... 135 7..... Niveles de emplazamiento................ 222 Bibliografía .. 185 9................2...................3 Tamaño .............4. 149 8..............................................................1................................................6 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 Capítulo 6 CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES 6.............................................................................................................................................................................................................................1 Condiciones para la formación de lacolitos ................................. 224 .. Enjambres de diques gigantes......................................................................4..............................................................................5.......................................................... 148 8................................. 153 8...........................................................5.........................................6............................. Edificios volcánicos relacionados a reservorios magmáticos profundos ...........................................................................................4..............................................4.............4......... 154 8.............. 152 8............. 179 9......................................... 175 9........................................................................................................2......5............................ 132 7..................1 Batolitos orogénicos .....................5...................... 164 8......1................. 183 9...............................1.....................................................................1......... Filones capa ......................................................................2 Diques sin-magmáticos ..............2 Flujos de densidad fríos: lahares......................................... 153 8.........................................1................................... 177 9............1..............................................................................................4 Estructura interna ...................................... 186 9.................................................................. 198 9......................................................... 205 Apéndice I .......... Introducción ...2.................. Plutones ......................................................................................................................................................................... 159 8....................................... 173 9......................... 168 Capítulo 9 PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 9..............................2 Kimberlitas .............................................................................................4........................................ 190 9........................... 6................... Requerimientos energéticos para el ascenso del magma ...........................................................5................................................ ya han alcanzado su equilibrio tér mico. en forma puntual. disipándose conjuntamente con el calor primordial. La eficacia del magma para ascender depende principalmente. es mucho más complejo. El ascenso de los magmas silícicos. aun no se ha disipado totalmente. por lo cual sus litósferas poseen espesores considerablemente mayores que el de la Tierra. transporta hacia la superficie no sólo material de menor densidad relativa. En consecuencia no hay transferencia de calor hacia la superficie. También participan en la transfe rencia del calor de la Tierra. Dentro de este rango de temperaturas. como la Luna y Mercurio . El calor original. Los magmas máficos. en condiciones m uy desfavorables con los ma gmas máficos. Los ma gmas más viscosos tienen mayor tiempo de residencia en la litósfera. por lo cual requieren de un mayor presupuesto energético y compiten. por lo cual están estrechamente asociadas a la evolución térmica de la Tierra. La ab undancia de las rocas máficas en la cor teza es a brumadoramente mayoritaria respecto a las silícicas . generando pequeñas cantidades de magma. La Tierra posee un importante gradiente térmico entre el núcleo y la superficie. P ara realizar una cor recta estimación de la abundancia relat iva de las . son los más favorables para llegar hasta la superficie. Por este motivo el calor f luye desde el interior hacia el espacio e xterior y este proceso es el que provee de la energía necesaria para que la Tierra sea un planeta geológicamente activo. y más específicamente de la cor teza continental. los procesos ígneos compiten con una buena parte de los procesos metamórficos de alta temperatura. inter viniendo en fa vor de uno u otro proceso di versas variables. En gran parte son las responsables de promover la estratificación composicional de la misma. sino también de una significativa masa calórica. incrementos adicionales de energía suficientes para fracturar y provocar la fusión parcial de sus rocas . generadora de las rocas ígneas. es decir que la temperatura aumenta con la profundidad al aumentar la presión. generado por la acreción del polvo cósmico durante la formación de nuestro planeta. existe un límite pobr emente definido. También la descomposición radioactiva de algunos elementos entrega calor. por sus dimensiones más pequeñas que las de la Tier ra. y la transferencia del calor desde el interior hacia el exterior dinamiza y provoca la movilidad de la capa rígida más exter na: la litósfera. el ascenso del magma debido a su menor densidad respecto a las rocas que lo contienen. además de otras v ariables. aunque los impactos de meteoritos pueden causar. En efecto. Otros cuerpos del sistema solar . Las rocas ígneas se originan y evolucionan entre aproximadamente 1300°C y 700°C. Sin embargo. La presencia en la r oca madre de miner ales hidr atados favorece la fusión en lug ar del metamorfismo. debido a su menor viscosidad. Las rocas ígneas participan en forma destacada en la composición y estructura de la litósfera. de la per meabilidad de la litósfe ra y de la viscosidad efectiva del mismo. debido a su mayor viscosidad. El gradiente térmico de la Luna es de tipo adiabático . favoreciendo los procesos de contaminación.PROPIEDADES TÉRMICAS DE LAS ROCAS 7 Introducción La Tier ra es un planeta que aún no ha alcanzado su equilibrio tér mico. Entre el metamorfismo y la fusión. Ni la Luna ni Mercurio tienen actividad geológica. por esta r azón. Entre ellas la composición de las rocas sometidas a un calentamiento juega un papel decisivo en la fusión par cial o el metamorfismo . no todo el calor que f luye hacia el espacio exterior cor responde al calor atrapado durante la formación de la Tierra. sino también en disminuir su viscosidad. una v ez que se consolidaron los primer os núcleos continentales su crecimiento fue progresivamente más rápido. Con toda seguridad la comprensión de lo que sucede con la evolución de las rocas ígneas y su relación con la tectónica en otros planetas nos ayudará a comprender con mayor amplitud la dinámica de la Tierra. la formación de rocas silícicas . que al igual que la Tierra es otro planeta no equilibrado térmicamente. más silícicos que el r esto de la cor teza. y todavía contribuyen. Los v olcanes de secciones circulares con for ma de domo de V enus sugieren la presencia de magmas viscosos similar es a los riolíticos o traquíticos de la Tierra. no se puede descar tar que existan en otros planetas . Los cuerpos ígneos tales como los plutones. La presencia de agua ha per mitido. la ausencia de equilibrio térmico en la Tierra promueve la actividad tectónica y el ascenso del magma hacia la superficie. par te de los núcleos continentales no ha sido recic lada. Sin embarg o. En la composición de la roca fuente juega un rol muy importante la presencia de agua o de minerales hidratados. abarcando el último periodo alrededor de 170 Ma. con diferentes tipos de rocas y con núcleos continentales de menor densidad. no homogénea. cuya característica más importante es la estratificación de la densidad. Las rocas de menor densidad se encuentran en la parte superior de la corteza. preser vándose su historia. Esto se e xplica por que las altas tempera turas fa vorecían la f ormación de magmas máficos en lug ar de ácidos . lopolitos. Se debe agregar a esta circunstancia el hecho que la formación de los magmas silícicos depende de condiciones muy específicas. que no sólo permiten bajar el punto de fusión. que es la que provoca la remodelación de la superficie. El periodo durante el cual las diferencias de densidad en la litósfera fueron suficientes para desencadenar la tectónica de placas es un tema de ardua discusión. por lo cual es posib le desentrañar los enigmas que encierran los núcleos más antiguos de la Tierra.8 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 rocas máficas en la superficie debemos tener presente que las rocas máficas que conforman la corteza oceánica han sido recicladas con una cierta periodicidad. probablemente porque su litósfera no posee los contrastes de densidades suficientes para que pueda funcionar . representan un instante de tiempo a lo largo de la evolución de nuestro planeta. cuy as distintas maneras de actuar han estado sujeta a las v ariaciones en el volumen de las litósfera continentales. a la formación de una corteza continental. En el caso de Venus. entonces. Aunque en la actualidad hay consenso entre los investigadores respecto a que las rocas silícicas son prácticamente exclusivas de la Tier ra. Como todavía no se ha alcanzado el equilibrio la litósfera continua siendo inestable y desde un punto de vista mecánico se desar rollan esfuerzos dife renciales que pr omueven la defor mación de la litósfera. De esta manera la actividad magmática trasciende el simple estudio de las rocas ígneas y se relaciona con los pr ocesos geológicos que estructuran la litósfera. Por este motivo se estima que su pr oducción total es m ucho mayor que la que se obser va en la actualidad. diques. en particular de rangos composicionales muy estrechos y de temperaturas y presiones adecuadas. etc. debido a que al aumentar el espesor de las cortezas continentales y disminuir la temperatura se favoreció la producción de magmas silícicos. fue un proceso lento en sus comienzos. el desarrollo de los núcleos continentales. En síntesis. y teniendo en cuenta las causas mencionadas en el párrafo anterior. la tectónica de placas. lacolitos. plateaus volcánicos. Este es un pr oblema a resolver. y así acceder a la formación de fundidos silícicos. que son las que realmente han contribuido. Debido a que el manto representa un reservorio cuasi infinito para la generación de magmas máficos. P or suer te. Esta cir cunstancia f avoreció el desar rollo de la tectónica de placas . El resultado de este lar go proceso fue que en la Tier ra se desar rolló una litósfera. aparentemente no opera desde hace aproximadamente 500 Ma. Las formas . ¿Es que en Venus no hay suficiente cantidad de rocas silícicas debido a la carencia de agua y por lo tanto carece de una estratificación significativa de densidades?. El arribo del magma a la interfase corteza . sino también de la estructura de la corteza. El capítulo de reología. El ma yor conocimiento de ellos facilitará el lev antamiento de mapas geológicos detallados y de esta manera se podrá lograr una mejor comprensión de la evolución de los complejos ígneos . En el presente libro se tratará de comprender las interrelaciones entre los diferentes cuerpos ígneos y las estructuras que los albergan. Para ello es necesario comprender no sólo las propiedades físicas del magma. y g lobosos. A mi juicio . cuyo análisis contribuirá a resolver los problemas geológicos que ofrecen las rocas ígneas. y todos los procesos relacionados con la producción y consumo de energía. sino también las de la roca de caja. Las leyes que gobiernan las deformaciones son indispensables para comprender el emplazamiento de los cuer pos ígneos. las más importantes son la caída de la presión. los aspectos geoquímicos y composicionales que no tienen una relación directa con las propiedades reológicas del magma y de las rocas en g eneral no serán tratados. El ascenso del magma y los procesos de intr usión o e xtrusión son problemas que deben ser enfocados de acuerdo con las leyes de la física. Debido a que la energía proviene del interior de la Tierra. En el proceso de erupción está implícito la concentración de una ele vada cantidad de energía en un lapso m uy corto. En este libr o la actividad volcánica ha sido enfocada sobre la base de los requerimientos energéticos necesarios para llegar a la superficie. m uchos de los estudios petrológicos actuales carecen de mapas específicos . Los cuerpos globosos. Por esta razón su estudio nos permitirá comprender más detalladamente la dinámica interna del la Tierra. tienen baja f luidalidad y menor r elación superficie/volumen. También se han incluido capítulos introductorios que sintetizan los conceptos empleados con mayor frecuencia en petrología sobre las propiedades tér micas de las r ocas y la transmisión del calor. En los últimos años los estudios petrológicos han tratado de comprender los procesos físicos que inter vienen en la e volución de los complejos ígneos . se ha considerado conveniente incluir un resumen sobre su estr uctura y de sus propiedades tér micas y reológicas . Entre estas. cuyo efecto es . debemos tener en cuenta que el ascenso del magma no sólo depende de sus propias características reológicas. de apenas unas pocas horas o días . en cuerpos laminares. Además. Los primeros se caracterizan por su alta f luidalidad y ele vada relación superficie/volumen. Tampoco serán tratados los procesos posteriores a la formación de los cuerpos ígneos. la transmisión del calor. Asimismo. como son las que in volucran a la dinámica de f luidos y de sólidos.PROPIEDADES TÉRMICAS DE LAS ROCAS 9 de esos cuerpos y sus relaciones con las rocas de caja nos permiten comprender cómo operaron los procesos que condujeron a la diferenciación de la corteza y a la evolución y crecimiento de los núcleos continentales. por lo cual no se m uestra la necesaria inf ormación que requiere una rigurosa inter pretación de la ev olución ígnea. El objeto de este libro es familiarizar a los estudiantes con el estudio de los cuerpos ígneos desde un punto de vista físico . siendo el contraste reológico entre ambas uno de los aspectos más interesantes. en cambio. por lo cual no se incluyen deformación ni metamorfismo. Por este motivo. que es la rama de la física que estudia como se def orma un ma terial. por lo cual son más apropiados para conser var el calor . que favorece una rápida disipación del calor . Los cuerpos ígneos han sido divididos. Las diferentes características de los edificios volcánicos han sido relacionadas con las diversas fuentes de energía disponibles.atmósfera requiere de cantidades de energía mayores que las que nor malmente están presentes en el interior de la cor teza. no conociéndose con precisión los factores limitantes de los mismos . de acuerdo a sus propiedades físicas y reológicas. las estructuras que los rodean y el campo de esfuerzos imperante durante la intr usión. tiene por objeto introducir al lector en los mecanismos que posibilitan la defor mación de las rocas y el desplazamiento del magma. algunos de los modelos de dif erenciación magmática no han sido ev aluados desde el punto de vista físico . Las fuentes de energía de ambos grupos son tan diferentes que los edificios v olcánicos también son muy diferentes. Agradecimientos Durante la elaboración de una síntesis como la que se expone en este libro y que refleja la experiencia profesional de varios años de trabajo. Horacio Echeveste por sus comentarios sobre el capítulo de rocas volcánicas. los agradecimientos deberían ser más extensos que el libr o mismo. . y la saturación del magma en los componentes volátiles. Por último. En los Apéndices 1 y 2 se resumen las magnitudes de las constantes y variables más frecuentemente utilizadas en el análisis de petrología de los cuer pos ígneos. quiero recordar a quien me enseñar a a trabajar en el campo Dr . y que genera muy fuertes presiones.10 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 bombear al magma hacia los niveles superiores. No son comunes los libros que reúnen en un solo v olumen todos los temas mencionados . También quiero agradecer especialmente a los alumnos de mis cur sos de grado en la Uni versidad Nacional de La Plata. y los que se originan en reser vorios ma gmáticos superficiales. Sonia Quenardelle por la discusión de n umerosos temas y el apor te de ideas para hacer más clar a la redacción. A la Dra. muchos de ellos analfabetos pero v erdaderos sabios en su medio ambiente. F. González Bonerino. proceso que libera una fase gaseosa de alto volumen específico. De acuerdo con esto. a un mejor conocimiento de la evolución geológica de cualquier región estudiada. cuya comprensión contribuirá. principalmente agua. Pablo González ha revisado con particular detenimiento varios de los capítulos. Espero que la síntesis presentada logre despertar la inquietud por estos estudios. por haber leído previamente estos apuntes. Al Lic. La Universidad Nacional de La Plata. formulando atinadas sugerencias que han contribuido a hacer más clara la lectura del mismo. En primer lugar quiero agradecer a mi esposa Ana María Sato por la permanente discusión de los temas expuestos en este libro y por la paciencia que ha tenido para escuchar mis reflexiones. por lo cual he podido comprobar la utilidad de los mismos. Turner y a mi director de tesis Dr . Por esta razón sólo mencionaré aquí a las personas que han participado en esta última etapa de redacción y que han colaborados con una enriquecedora discusión y atinadas críticas.C. Juana Rossi de T oselli y Alejandro Toselli por el interés demostrado por el presente libro. Quiero agradecer especialmente a los Dres . contribuyendo en forma eficaz para la concreción del mismo. También he aprendido mucho de mis baqueanos . los procesos volcánicos han sido divididos en dos g rupos: los que se originan en reser vorios magmáticos profundos . el Centro de Investigaciones Geológicas y el CONICET han contribuido institucionalmente al proporcionar la infraestructura y la biblioteca para poder llevar a cabo esta obra. asociados a la caída de presión. relacionados con el aumento de la presión en el interior del reser vorio magmático.M. Este ha sido uno de los incenti vos que más ha inf luido en mí par a la concreción del mismo . sin duda. El Lic. J. Por el contrario.000 °K (J eanloz y Romanowicz. se debe tener en cuenta que las complejidades estructurales y la composición no homogénea de la litósfe ra favorecen un f lujo calórico con distribución ir regular. en este sector se desar rollan celdas con vectivas que transportan el calor conjuntamente con el desplazamiento de la materia. cuya magnitud es significati va solamente en la cor teza. p. no se desarrollan celdas convectivas. con la excepción del calor producido por la radioactividad. El desequilibrio tér mico de la Tier ra se ha mantenido hasta el presente a pesar de su larg a evolución. que depende esencialmente del coeficiente de expansión térmica de sus rocas. de modo que no registra un f lujo calórico desde el interior hacia la superficie. Esto se debe a que su volumen relativamente grande y a que las rocas silicáticas que componen la litósfera son malas conductoras del calor. . que provoca el f lujo de calor desde el interior del planeta hacia el exterior. En segundo lug ar se encuentra el calor g enerado por los procesos radioactivos. que está comprendido entre 60 y 120 km. las rocas tienen un compor tamiento viscoso-plástico en escalas de tiempos g eológicos.0 W m -1 °K-1.5 y 3. como así también en la parte central del núcleo. El flujo de calor desde el núcleo hacia la superficie. Por esta razón la litósfera térmica de La Luna tiene un espesor estimado en 1100 km. La razón de que ha ya más de un g radiente tér mico se de be a las dife rentes composiciones y propiedades reológicas de las capas que componen la Tierra: corteza. que es unas 400 veces menor que el valor de la conductividad térmica del cobre . por lo cual presenta un gradiente térmico entre el núc leo y la superficie . g enerando g radientes tér micos horizontales que pr omueven el flujo de calor en diferentes sentidos. que es del orden de 4. Asimismo. Así. se halla en equilibrio tér mico. 1997). La mayor parte del calor que posee la Tierra se debe principalmente al calor original atrapado durante la for mación del planeta. la disipación térmica de la Tierra es muy lenta.CAPÍTULO 1 Propiedades Tér micas de las Rocas 1.. a diferencia de la Tierra. es la causa principal de los diversos procesos g eológicos. manto y núcleo y que poseen diferentes maneras de transmitir el calor.000 y 6. Debido a esta propiedad. en la litósfera. Introducción La Tierra es un planeta que aún no se ha equilibr ado térmicamente. aún en escalas de tiempo g eológicas. que es mucho mayor que el de la Tierra. ej.1. el coeficiente de conductividad térmica tiene un valor que en promedio se encuentr a comprendido entre 1. Debido a estas propiedades. También el calor específico de esas rocas es rela tivamente alto (véase más abajo) y es aproximadamente unas tres veces más alto que el del cobre.5 Ga. La Luna. La temperatura del núcleo no es conocida con precisión porque su determinación es compleja debido a la variedad de gradientes térmicos que existen en la Tierra. inc luyendo la tectónica de placas y la acti vidad ígnea de la litósfe ra. que es insignificante por la ausencia de rocas ácidas . La variación de temperatura que se registra en la Luna es de tipo adiabático. En la actualidad se estima que la temperatura del interior del núcleo estaría comprendida entre 5. y el principal mecanismo de transfe rencia térmica es por conducción. en la mayor parte del manto y en la parte superior del núcleo . En efecto. donde la extrusión de g randes cantidades de magma fa vorece la disipación con vectiva del calor (Fig . implican variaciones en la temperatura del sistema debido al calor aportado por el pasaje de líquido a sólido . 1. que es una constante par a cada material.2. 1982). por lo cual no es considerada en los modelos de transmisión de calor (Turcotte y Schuber t. En los cuerpos rígidos la transmisión de calor es pr eferentemente conductiva. Transmisión de calor por conductividad: Es el proceso por el cual se transfiere el calor a tr avés de los ma teriales. El proceso in verso. debido a la propagación de la cor respondiente energía a tra vés de los átomos o de las moléculas . debemos dejar en claro que sólo en estos lug ares restringidos de la litósfe ra prevalece.12 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 Al considerar las propiedades térmicas relacionadas con la evolución del magma se debe tener en cuenta que los procesos de cristalización. Para que el calor se transmita conducti vamente se requiere de un g radiente térmico. además. En este caso el sistema absorbe una cierta cantidad de calor que se denomina calor latente de fusión (= entalpía específica de fusión). del coeficiente de conducti vidad térmica. La super vivencia del ma gma de pende esencialmente de este proceso. es el calor que se entrega al sistema durante la cristalización. Esto se debe al calentamiento del agua y subsecuente desplazamiento hacia zona más frías . y en for ma transitoria. con la excepción de aquellos sectores puntuales donde se registra el ascenso de fundidos magmáticos. Por ello se discutirán las propiedades de la transmisión del calor. La transferencia de calor por radiación tiene muy poca incidencia en los pr ocesos g eológicos. debemos mencionar que en los ni veles superiores de la cor teza como consecuencia de la acti vidad magmática se desar rollan sistemas hidroter males con vectivos. que transfieren calor convectivamente hacia los niveles más superficiales. La ley fundamental de la conductividad térmica es la ley de Fourier. la transmisión tér mica convectiva sobre la conducti va. La transmisión del calor se efectúa por los siguientes mecanismos: 1) conductividad. o de fusión. Así p. que consiste en la fusión de los cristales . este apor te al sistema solamente contrib uye a mantener el equilibrio térmico. El calor substraído al sistema cuando se funde la roca de caja o xenolitos promueve el rápido aumento en la cristalización.. K. 3). en la litósf era la transmisión del calor es en su gran mayoría por conducción. 2) convectividad. El flujo calórico q que pasa de una zona caliente a una fría depende. El calor latente de cristalización. cuyo calor de cristalización tiende a equilibrar la temperatura. Un destacado ejemplo de ello se encuentr a en las dorsales oceánicas . Se trata de un modelo de tipo difusivo que transmite la intensidad de las vibraciones moleculares por propagación de átomo en átomo o de molécula en molécula. el cual es una condición necesaria para que el calor fluya de las zonas de mayor temperatura a las zonas de menor temperatura. o viceversa. Sin embargo. El efecto que produce es el cambio transitorio en la tasa de enfriamiento . El calor latente de cristalización de los silicatos que componen las rocas ígneas es del orden de alrededor de 3x105 J kg -1. ej. 3) radiación. En el estudio de las rocas ígneas es muy importante conocer como se produce el intercambio de calor entr e el cuer po ígneo y la r oca de caja. Asimismo. pero no es suficiente para contin uar con la fusión. Sin embar go. Por este moti vo los procesos de fusión requieren incrementos adicionales de energía para que progresen y se generalicen. El calor latente de fusión representa la energía necesaria para romper las celdas cristalinas de los minerales y representa una dificultad energética importante cuando se consideran los procesos de asimilación. que tiene la siguiente expresión: . tiene una ma gnitud equivalente a la del calor de cristalización. El flujo de calor superficial en las dorsales oceánicas . Se expresa con la siguiente ecuación ∆Q C p = m ∆T donde ∆Q es el calor transmitido al material. El flujo calórico también se expresaba anterior mente en unidades de f lujo calórico (hfu). El término de gradiente geotérmico ha sido empleado para referirse al g radiente térmico de la litósfe ra en el sentido v ertical. esta unidad está siendo substituida gradualmente por las unidades del sistema internacional de unidades.84 mW m -2. como puede ser p. El calor específico a presión constante de las rocas silicáticas es de alrededor de 1 x 103 J kg-1 °K-1. Si m se expresa en v olumen. y se debe al transpor te de calor en f orma con vectiva por las cor rientes con vectivas que pr ovienen del manto inf erior. Las dimensiones de la difusi vidad térmica son. denominado flujo calórico superficial . como en cualquier caso de difusión. área/tiempo. que por poseer un elev ado calor específico retendrá durante más tiempo su temperatura. Para las r ocas silicáticas el v alor más frecuente es de 1x10 -6 m2 s-1. mientras que el del cobre es de 0. Otro término ampliamente utilizado en g eología es el de la difusividad térmica.. el flujo calórico se mide en miliw atios por metro cuadrado. del orden de alrededor de 400 mW m -2. ej. que es la capacidad que tiene el calor de difundirse a través de un material. es extraordinariamente alto. κ. Esto significa que para aumentar en un grado la temperatura de una roca se requiere casi tres veces más de energía que para el cobre. Está definida por la relación entre el coeficiente de conductividad tér mica y la densidad del material m ultiplicada por su calor específico: κ= K ρC p donde K es el coeficiente de conducti vidad térmica. en su superficie se registra un f lujo de calor. Lo mismo sucede para el proceso de enfriamiento. la ecuación mide la capacidad calórica de la roca. p. El calor específico es la cantidad de calor que se requiere para variar la temperatura 1°K en 1 kg de roca. El signo menos significa que el calor fluye en una única dirección y que es hacia la zona de menor temperatura. que representa la pérdida de calor de n uestro planeta.PROPIEDADES TÉRMICAS DE LAS ROCAS 13 q = -K dT dz donde z es el eje de coordenada en la dirección de la variación de la temperatura y T es la temperatura. mW m -2.38 x 103 J kg-1 °K-1. en moles . donde se genera corteza oceánica. ρ es la densidad y Cp es el calor específico a presión constante. Hacia el interior de la placa oceánica el f lujo de calor dismin uye prog resivamente (Fig. Flujo de calor y producción de calor: Debido a que la Tierra no se encuentra en equilibrio tér mico y que la litósf era transmite el calor casi e xclusivamente por conducción. Es proporcional al g radiente térmico y de acuerdo con la ecuación de Fourier. El calor específico tiene una gran influencia en la disipación del calor . Sin embargo. ∆T es la variación de la temperatura y m es el peso en kg de la roca. el de un cuerpo ígneo . que por definición tiene la siguiente equi valencia: 1 hfu = 1 µcal cm-2 s-1 = 41. 3) a . ej. pero de acuerdo con estos autores. Debido a que estos tres elementos se compor tan geoquímicamente como elementos incompatibles. llegando a valores tan bajos como 40 mW -2 m en las cortezas oceánicas más viejas.7 0. esto no es así.2 Producción de calor µW m-3 2 . U y K aplicando la fór mula empírica elaborada por R ybach (Rybach.5 12 1.15 0. para diversas rocas de la corteza y del manto y la cantidad de calor generada por cada una de ellas . La producción de calor puede ser calculada sobre la base de las concentraciones de Th. sus densidades y la producción de calor de distintas rocas . si bien no es cero .7 0.9 2 . es decir el que pasa desde el manto a la cor teza. el f lujo calórico superficial debería ser igual al flujo calórico basal. De acuerdo con estas car acterísticas la producción de calor de la litósfera oceánica es menor que en la litósfera continental y por lo tanto es menor la diferencia entre el flujo calórico basal y el superficial. U y K. En los pozos de exploración petrolífera.193[ Th] + 0.7 3. U y K.01 Tabla 1. donde predominan las rocas más diferenciadas.262 [K] ) 0.718[U] + 0. en Meissner .1 0. 1986): A = (0.6-2.02 0.005 Densidad g cm-3 2 . modificado de Meissner (1986).06 K % en peso 3 .2 0 0 0 Th ppm 16 1. Las rocas máficas de la base de la cor teza y las ultramáficas del manto contienen una proporción muy pequeña de estos elementos.5 2 . según Meissner (1986). su mayor concentración se encuentra en la corteza. ya que en la ma yoría de los casos el f lujo de calor superficial es mayor que el basal.1 0. 1982).3 0. por lo cual su contribución a la g eneración de calor. sólo 23 mW m -2 pueden ser a tribuidos al f lujo calórico basal. Mc Lennan y Taylor (1996) estimaron que el aporte radiogénico al flujo de calor superficial se encuentra comprendido entre 18 y 48 mW m-2. es mínima.004 0.04 0. Proporción de los elementos generadores de calor. El flujo de calor que atraviesa la discontinuidad de Mohorovicic. La dife rencia tuvo que haberse generado en la corteza. La densidad ρ está dada en g cm-3. 1973. dependiendo de la composición de la corteza y del espesor. En la tabla 1 se dan las concentraciones de Th.3 2 . Una estimación promedio del flujo calórico superficial en las áreas continentales es de 56. Para medir el f lujo calórico con pr ecisión se debe hacerlo en perf oraciones profundas.5 4 2. y en particular en su tercio superior. se denomina flujo calórico basal .4 3. microwatios por metro cúbico ( µW m-3) están asignadas directamente en el cálculo. Sin embarg o. .5 0.3 3.14 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 medida que envejece la corteza oceánica.7 0. Las medidas efectuadas directamente sobre la superficie no son confiables debido a las perturbaciones tér micas transitorias causadas por las v ariaciones climáticas y por el mo vimiento del agua subterránea.5 mW m -2 (Turcotte y Schubert. Rocas Rocas ígneas silícicas Rocas ígneas máficas Lutitas Carbonatos Dunita Eclogita Lherzolita oceánica U ppm 4 0.3 0.7 2.6 2. Por el hecho de ser una fórmula empírica las dimensiones con que se da el resultado. sumándose al flujo calórico basal.133 ρ µWm -3 donde las concentraciones de [ U] y [Th] están dadas en ppm y la concentración de [K] en % en peso. Esto se explica por el calor aportado por el decaimiento radioactivo de los isótopos de Th. el flujo de calor es medido habitualmente.001 0. Debido a que en la cor teza el calor se transmite casi totalmente en f orma conductiva. H se expresa matemáticamente como la profundidad de relajación donde A = A0/e = 0. Así p. Es por esta propiedad que la producción de calor de . El productoAH se interpreta como la contribución de calor de origen radioactivo de la corteza. 1). en particular la de la corteza continental. Al respecto. se registran notables variaciones en la magnitud del calor aportado por la radioactividad. q* representa el flujo calórico basal y es el valor correspondiente al de la ordenada al orig en (Fig. en las ár eas donde la corteza continental es gruesa y las rocas tienen alta proporción de elementos radiogénicos. se puede afirmar que la producción de calor de la corteza incrementa el valor del flujo calórico de la superficie . Esto se explica por el aumento progresivo en la proporción de rocas máficas con la profundidad. A es la generación de calor por unidad de volumen y H representa la profundidad a la cual la generación de calor radioacti vo tiende a cero . el flujo de calor superficial es mayor con respecto a otras regiones. q* indica la magnitud del flujo de calor que pasa del manto a la corteza. por lo cual el flujo de calor superficial tiene diferentes valores. el f lujo calórico basal y la producción de calor . profundidad a la cual la producción de calor tiende a cero y es también el valor que define la pendiente de la recta.PROPIEDADES TÉRMICAS DE LAS ROCAS 15 En síntesis. Debido a la estratificación en la composición de la corteza se asume que la generación de calor disminuye exponencialmente con la profundidad. A representa la pr oducción de calor por unidad de volumen medida sobre la base de la composición de las rocas en la superficie y H es la 0 (m W m ) 120 -2 80 40 q * =q 0 H +A q q* 10 5 -3 Ge neraci n de calor A (m W m ) Figura 1.368A0.ej. Relación entre el flujo de calor superficial ( q0) y la generación de calor radioactivo en la corteza . se debe tener en cuenta que de bido a que la composición de la corteza es variable. de acuerdo con la siguiente ecuación: Az = A 0e -z/H y es frecuente que tienda a cero entre 7 y 11 km.. Para poder calcular estas variaciones se debe tener en cuenta la relación entre el flujo calórico superficial. La siguiente ecuación per mite relacionar entre si las variables mencionadas: q0 = q* + A H donde q0 es el flujo calórico superficial. y 3) la variación en la producción del calor isotópico con la profundidad. ej. Así.16 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 la parte inferior de la cor teza tiende a ser mínima (T abla 1). el flujo calórico es de 92 mW m -2. de acuer do con las consider aciones realizadas en el pár rafo anterior se puede concluir que el flujo calórico superficial es la suma del flujo calórico basal + la contribución calórica de origen radiogénico de la corteza. . la pr oducción de calor es elev ada y el f lujo calórico superficial es mayor que en las áreas vecinas. que es una provincia Cenozoica típicamente extensiva. Es el caso de algunos bordes continentales pasivos con delgada corteza. Debido a esta propiedad. como es el ascenso del magma. Pero en todos ellos se inc luye la producción de calor isotópico . cuando la velocidad de extensión es menor que la v elocidad de disipación tér mica. En síntesis. en la provincia geológica del Basin and Range. Contrariamente a lo expuesto. En este caso existe una estrecha correlación entre el flujo de calor y la intensa actividad magmática registrada en esta provincia. el g radiente aumenta en for ma substancial. principalmente por el calor adicionado en la corteza superior. Los gradientes propuestos por los dife rentes autores que han trabajado sobre el tema. el g radiente geotérmico resultante varía exponencialmente con la profundidad (Fig . que decrece exponencialmente con la profundidad. por lo cual no se tienen en cuenta para la confección de los g radientes geotérmicos más generales. U y K. el flujo calórico superficial alcanza un valor de 115 mW -2 m-2 mientras que en la roca de caja que lo rodea es de solo 65 mW m (Willis-Richards y Jackson. En consecuencia. pudiéndose explicar por la menor proporción de U. la producción de calor no sólo influye en la magnitud del flujo calórico superficial. el g radiente geotérmico no se incrementa. y la actividad magmática es mínima o nula. compuesto casi en su totalidad por monzogranitos. Como ya se mencionó la magnitud de la producción calórica por decaimiento isotópico es proporcional a la composición. tendiendo a ser linear a par tir de la profundidad en la cual la producción de calor tiende a cero . La modificación transitoria del g radiente g eotérmico como consecuencia de los procesos tectónicos ocupa también un lugar relevante en el análisis de la distribución del calor en la litósfera. 1980). p. 2) es el que más se acerca al compor tamiento linear. 2) la participación de pr ocesos aislados que f avorecen la tr ansmisión tér mica por con vectividad. sino también en el g radiente geotérmico.. 2). La causa principal de este aumento es el adelg azamiento de la litósfe ra térmica. Sin embarg o. Es común que a lo lar go de rifts activos. debiéndose mencionar entre ellas a: 1) las diferentes composiciones de la litósfera causadas por la tectónica de placas y por otras perturbaciones tectónicas. con abundante actividad volcánica. Si el gradiente geotérmico pudiera ser representado por una única ecuación podríamos conocer la temperatura a cualquier profundidad. Así p. como sucede en algunos batolitos g raníticos. sobre el batolito de Cornwall. el gradiente sea bastante más ele vado que en las áreas ad yacentes. están referidos a regiones de la litósfera alejadas en el tiempo de los episodios orogénicos y magmáticos. El g radiente promedio de zonas oceánicas (Fig. En las rocas con elevados contenidos de Th. Th y K en sus rocas. como los de la península cantábrica (véase el capítulo Estr uctura de la Tierra). debido a las dife rentes v ariables que intervienen en su integración. las ecuaciones que describen el g radiente g eotérmico no son tan sencillas . De acuerdo con Turcotte y Schubert (1982) el flujo calórico superficial actual puede llegar a estar compuesto hasta un 80% por el calor aportado por el decaimiento isotópico y por sólo un 20% corresponde al enfriamiento de la Tierra. en el oeste de Estados Unidos. con un flujo basal estimado en 59 mW m -2 (Sclater et al. 1989). Los dos primeros casos son perturbaciones transitorias que resultan muy difíciles de acotar.. que al estar acompañado por una fuerte actividad ígnea el aumento del gradiente es aun mayor. En aquellas regiones con regímenes tectónicos extensionales y en los cuales la velocidad de la extensión es ma yor que la de la disipación tér mica. ej. Redibujado de Thompson (1992). ya sea en intraplaca como en los márgenes divergentes (De Yoreo et al. 1991) P rofundidad km me me 2 0 C /k m . 3). calculados sobre la base de una generación de calor cortical nula. se registran fuertes disminuciones en el gradiente geotérmico debido a la superposición de dos láminas litosféricas frías.2 r fi s m o udo n te 1 0 C /k m s t in e c on del m e ta m o d io d io oc 1 . o en regiones de colisión continente-continente.PROPIEDADES TÉRMICAS DE LAS ROCAS 17 1 . el flujo de calor superficial es m uy elevado. Un gradiente geotérmico elevado también puede estar relacionado con el desarrollo de facies metamórficas de alta temperatura y baja presión. En las dorsales oceánicas. Por esta razón. Con el tiempo el gradiente tiende a normalizarse. Durante la intrusión del batolito de Sierra Nevada.6 0 .4 1 00 C /km 0 . El gradiente geotérmico también aumenta en forma transitoria durante el desarrollo de arcos magmáticos como consecuencia del calor aportado convectivamente por el ascenso del magma hasta los niveles superiores de la corteza. donde la litósfera térmica está fuertemente adelgazada y hay una gran -2 actividad magmática. aunque durante el proceso de normalización puede incrementarse localmente. Promedios de gradientes geotérmicos. del orden de 400 mWm (Fig. estimados mucho tiempo después que ocurrieran perturbaciones tectónicas o magmáticas. A diferencia de los regímenes extensionales. Barton y Hanson (1989) estimaron que el gradiente geotérmico podría haber alcanzado hasta más de 100°C km-1 . como en los fr entes orogénicos donde se apilan di versas láminas de corrimiento. lo cual promueve un gradiente geotérmico muy elevado. caracterizadas por temperaturas del orden de 500 a 750 °C y presiones de 200 a 400 MPa.0 e sc me d io Øa n os 40 s P resi n G P a P ro P ro L m it e in fe r io r a n a te xi s 0 .8 Pro 30 3 0 C /k m 20 5 0 C /k m 0 . Las líneas llenas indican los promedios para distintas regiones de la corteza. En línea de guiones largos se indica el límite inferior del metamorfismo y en línea llena el solidus saturado en agua de una roca granítica.2 10 2 00 Tem peratura 4 00 6 00 C 8 00 Figura 2. Las líneas de guiones con flecha indican los gradientes geotérmicos lineares. en las regiones con acortamiento lateral de la corteza. este tipo de metamorfismo se puede encontrar tanto en las fajas orogénicas como en las regiones con extensión activa.. en particular con los relacionados con el emplazamiento de los cuerpos ígneos y el metamorfismo .18 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 Edad. El conocimiento del tiempo que tarda en enfriarse un cuerpo ígneo y cuanto dura la aureola térmica favorece la comprensión de los procesos geológicos relacionados con la intrusión y con la formación.una estimación aproximada del volumen del cuerpo ígneo. lo cual se traduce en gradientes geotérmicos más elevados. debido a que los procesos de difusión en el estado sólido son extr emadamente lentos. calor superficial llega hasta 480 mW m -1 mientras que en los sectores con mayor edad baja hasta 40 mW m equiparándose con el flujo de calor en los escudos precámbricos. En las dorsales donde se genera la corteza oceánica el flujo de -1 .5 50 ba se de K 2 = 3. que el tiempo es una variable muy importante en la formación de las rocas metamórficas. expresados en W m -1 °K -1. Muchos de los yacimientos metalíferos hidrotermales se encuentran asociado en el espacio a este último proceso . en las aureolas térmicas de muy corta duración. y la formación de posibles sistemas hidrotermales asociados a la aureola térmica. Dicho de otra manera. Asimismo.3 la li t s fe r a K = 3.3 2 100 m ecÆ n ica n ica d o rsa l o c e Æ ba se de la 150 lit s fe r a tØ r m ic a Figura 3. necesitan de un tiempo prolongado para adecuarse a las nuevas condiciones de equilibrio. debemos recordar aquí. los procesos metamórficos son mínimos o inclusive pueden llegar a no registrarse. o no. Para considerar la variación de la temperatura con el tiempo se debe tener en cuenta que el gradiente tér mico varía con el tiempo y por lo tanto el f lujo de calor también v aría en f orma conjunta. debido a que el flujo de calor tiende a equilibrar la temperatura del sistema. Por lo .5 15 0 40 20 0 C ontine nte an tig uo 45 P rofu n did ad (km ) K 1 = 2. El espesor de la litósfera térmica se adelgaza rápidamente en las dorsales oceánicas. Por esta razón. es necesario estimar la historia del enfriamiento del cuerpo ígneo y la del calentamiento de la roca de caja. además de presión y temperatura. el gradiente térmico disminuye gradualmente causando la disminución del flujo. (1980). Ma Flujo de calor superficial -2 mW m 0 50 70 0 48 0 50 70 10 0 50 K 1 =2. Variación del flujo de calor superficial en los océanos con la edad. las cuales. Los recursos proporcionados por la energía geotérmica también tienen una estrecha dependencia con la duración de la perturbación térmica superficial. También nos proporciona información sobre el contraste térmico entre el cuerpo ígneo y la caja. La línea de guiones representa el hipotético espesor de la litósfera si no existiera la perturbación térmica de la dorsal. de rocas metamórficas en su entor no. K 1 y K 2 son los coeficientes de conductividad térmica. Redibujado de Sclater et al. Variación de la temperatura con el tiempo: En muchos de los problemas geológicos. De acuerdo con esta relación la difusi vidad térmica es igual a la relación entre el cuadrado del espacio per turbado tér micamente y el tiempo que tarda en disiparse la temperatura de ese espacio . el agua comienza a f luir desarrollando celdas convectivas. En los cinturones donde se concentra la actividad magmática se desarrollan gradientes térmicos horizontales.PROPIEDADES TÉRMICAS DE LAS ROCAS 19 tanto. Así p . Transmisión de calor por convectividad La transferencia de calor por convectividad es el proceso por el cual el calor se transmite conjuntamente con el desplazamiento de la materia. la variación de la temperatura con el tiempo está dada por la ecuación: 2 ∂T =κ ∂ T ∂t ∂z 2 donde T = temperatura. cuando se calienta con un mechero el agua contenida en una teter a. es del orden de millones de años. Un método apr oximado par a estimar la disipación tér mica por conducción de un cuer po ígneo es aplicando la ecuación abreviada: τ =l 2 κ -1 donde τ es el tiempo característico. En cambio. este mecanismo en la litósfera es transitorio y está restringido en el espacio . el enfriamiento de un cuerpo ígneo . como ya se explicó anterior mente. t = tiempo. a par tir del momento del emplazamiento del cuerpo ígneo. tardará solamente 46 días en equilibrarse tér micamente con la r oca de caja. por ejemplo. de modo que en for ma global no puede considerarse como eficiente. con un v olumen equivalente al de un plutón. un cuer po ígneo de 5 km de espesor requerirá un tiempo de 0. se completó en alrededor de 25 Ma. 1. Así. pero se sabe que tienen una profunda influencia en las propiedades reológicas de las rocas . las cuales transportan el calor.3. transportando el calor conjuntamente con el ma gma. κ = difusividad térmica y z corresponde a una de las tres direcciones en el espacio. Willis-Richards y Jackson (1989) estimaron que el enfriamiento completo del batolito. hasta equilibrarse con la temperatura cor respondiente a la del g radiente geotérmico. La derivada segunda de la temperatura se debe a que varía tanto en el tiempo como en el espacio. con una profundidad de 14 km y un solidus de 660 °C .79 Ma para equilibrarse con la temperatura de la caja. Debido a que los v alores de la difusividad térmica son muy pequeños. Sin embarg o. Los efectos más impor tantes que producen son dos: 1) fracturación térmica en la roca de caja y 2) disminución de la resistencia de la misma. De esta manera el magma contribuye a la disipación térmica de la Tierra. ej. En el batolito de Cornwall. Las . en las paredes de la tetera el calor se transmite exclusivamente por conducción. l es la distancia de la per turbación tér mica en el tiempo característico y κ es la difusi vidad térmica. El ascenso del magma a través de la litósfera o la circulación del agua desde las zonas calientes hacia las frías son los ejemplos típicos de transmisión del calor por convección. Un dique. En el primer caso las fracturas se originan por los cambios de volumen asociados con los cambios de temperatura. de 2 m de espesor. aún no e valuados adecuadamente desde el punto de vista de su incidencia en la geología. Por ej. Un ejemplo de ello es cuando una lámina de corrimiento es trasladada desde niveles profundos. Si se tiene en cuenta que la difusividad térmica tiene un rango de variación muy estrecho en las rocas que componen la litósfera. hacia los niveles superficiales. ej. Por esta razón en los cinturones orogénicos la deformación se concentra en las fajas donde la actividad magmática ha sido más intensa. Fuera de ellas la defor mación fue menos intensa y ex clusivamente frágil. se denominan adiabáticos. En los sistemas magmáticos el coeficiente de expansión tér mica es pequeño . más calientes. Debido a que estos cambios se producen dentro del sistema. que relaciona la siguientes variables: v = velocidad. si la velocidad del material que transporta el calor es igual a cero la totalidad de la disipación tér mica es por conducti vidad. El aumento de la temperatura dismin uye la resistencia de las r ocas. l = distancia. y puede abarcar un área con una extensión superior a la del batolito. Dentro de este marco de ideas Llambías y Sato (1990) pr opusieron que la distribución de la fase oro génica San Rafael. Se trata. del orden de 7 x 10 -5 K-1. en cambio es <<1 predomina el proceso de conducción. La menor resistencia de las rocas en esta área fa vorece la absor ción de los esfuerzos regionales . mientras que si la v elocidad es m uy alta la transmisión de calor es exclusivamente por convectividad. P e= vl η Si el número de P eclet es >>1 predomina la transmisión tér mica por con vección. promoviendo la alteración de las rocas. concentrando la defor mación. el debilitamiento térmico de las rocas de caja alcanza un máximo . al transpor tarse el calor conjuntamente con la lámina de corrimiento. y por este motivo muchas veces no se la considera en los modelo térmico relacionados con el ascenso del magma. más fríos. En los casos en que el magma se desplaza a través de una fractura. su velocidad debe ser suficientemente alta para no perder calor por conductividad y así evitar el cong elamiento en el camino . Estas características pueden ser empleadas para interpretar la distribución de la intensidad de las fases orogénicas. Cuando los sistemas se mueven verticalmente. entonces. También la acti vidad tectónica contribu ye a que en los ni veles superiores de la cor teza el calor pueda ser transmitido por convectividad. si. sin intercambio de calor con el exterior . η = viscosidad. Cuando las intr usiones tienen dimensiones equiparables con la de los batolitos. es decir a las re giones menos r esistentes. si la velocidad con que se traslada dicha lámina es muy lenta el calor puede llegar a disiparse por conductividad y por lo tanto el transporte convectivo de calor se minimiza. como sucede p. facilitando su defor mación. estaría relacionada a las regiones con intensa acti vidad magmática. con el ascenso del magma que se desplaza desde ni veles profundos hacia los ni veles superficiales. En los sistemas donde el calor es transportado exclusivamente por convección. del Pér mico Inferior. En estos casos se pr oduce una transf erencia tér mica conductiva. la velocidad del material resulta la v ariable que más inf luye en la naturaleza del mecanismo de transmisión térmica. Además.20 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 fracturas que se forman aumentan la permeabilidad de las rocas favoreciendo la circulación magmática y/o hidrotermal. no se registra un intercambio de temperatura del sistema con el e xterior. proceso que está asociado a cambios en la temperatura. Ahora bien. la v ariación en la presión confinante produce cambios en el volumen específico del sistema. de un sistema cerrado al calor. Una manera de estimar las proporciones relativas de calor transmitido por conducción y por convección es utilizando el número de P eclet Pe. por lo cual la pérdida de calor adiabática también es pequeña. y que la distancia l en la cual se considera que opera el proceso puede ser representada por un valor fijo. al analizar la . 1. entonces . debido a su elevada viscosidad. El g radiente g eotérmico en el manto tiene que ser . que para los cálculos generales que abarcan la litósfera. Por esta razón se cree que en el manto la transfe rencia térmica es esencialmente con vectiva.3 °C km -1 (Fowler. procesos de oxidación. se considera que el manto tiene una ma yor homo geneidad térmica con respecto a la litósfe ra y en consecuencia tendrá un g radiente m ucho menor.4. Desde el punto de vista reológico las rocas se debilitan mecánicamente y pueden llegar a fluir ante un esfuerzo constante. La diferencia radica en que la magnitud de calor transferido en forma convectiva en el manto es mayor que el transportado por conducción en la litósfera. De acuer do con estas escalas de tiempo . de alrededor 20 °C km -1 sobre escudos Precámbricos . y Cp = calor específico a presión constante. Los resultados obtenidos arrojaron para los fundidos una variación de 1°C km -1 y para los sólidos de 0. P or los expuesto . z = profundidad. el g radiente adiabático es de solamente 0. se toma la de la base de la litósfe ra tér mica. McKenzie (1984) calculó la variación adiabática de la temperatura con la presión. 1. 1. el cual puede originarse en los esfuerzos desar rollados dur ante el emplazamiento .5 °C km -1 (Fig.3. dife rente al de la litósfe ra. reorganizaciones de las texturas y en algunas ocasiones se llega a producir una fusión incipiente. y para las rocas de 4 x 10-5 °K-1. Las transf ormaciones que se producen en la roca de caja son muy diversas e incluyen reacciones minerales isoquímicas y alloquímicas. cuyo valor empleado en el cálculo ha sido de 6. g = aceleración de la gravedad αf = coeficiente de expansión tér mica del fundido. 4). Si se compara con los g radientes de la litósfe ra. Gradiente adiabático En la astenósfera y en la mayor parte del manto las rocas se comportan reológicamente como f luidos a lo larg o de tiempos g eológicos. que es de alr ededor de 1500°K (apr oximadamente 1280°C). la viscosidad estimada del manto es del orden de 1 x 1020 a 1 x 1022 Pa s. resulta ser muy bajo.6 °C km -1. En la base del manto . 248).8 x 10 -5 K-1. p.PROPIEDADES TÉRMICAS DE LAS ROCAS 21 evolución térmica de un proceso magmático se debe tener en cuenta que la pérdida de calor adiabática es compensada parcialmente por el calor liberado durante la cristalización (calor latente de cristalización). sobre la base de la siguiente ecuación: ∂T ∂z S = g αf T Cp donde T = temperatura absoluta. En la Fig . A pesar que la velocidad a la cual fluyen las rocas es lenta. Debido a este comportamiento es posible el desarrollo de celdas convectivas y la mayoría de los investigadores sostienen que las mismas abarcan desde el límite del manto con el núcleo hasta la base de la litósfera. Aureolas térmicas: El emplazamiento de un cuer po ígneo pr oduce una per turbación térmica transitoria en su entorno. 5 se han sintetizado los di versos gradientes tér micos del interior de la Tierra. induciendo modificaciones te xturales y mineralógicas . . El gradiente geotérmico en el manto es de tipo adiabático y se lo denomina gradiente adiabático y es de alr ededor de 0. a entropía (S) constante. el número de Peclet es elevado porque las distancias que recor ren son muy grandes. que es muy poco eficiente porque el coeficiente de conductividad térmica es muy pequeño. donde se estima que el coeficiente de compresibilidad es menor que en los niveles superiores del mismo. donde predomina la transferencia térmica conductiva. 1990. 22 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 m anto superior Tem peratura M so Profundidad li d us S lid o L q uido tic o ia bÆ gr ad ie n te ad m anto inferior Figura 4. Gradiente g eotérmico en el manto . De bido a las cor rientes con vectivas del manto , que tr ansportan calor desde el límite del manto con el núcleo hasta el manto superior, el gradiente geotérmico es de tipo adiabático. En M el g radiente adia bático cr uza la superficie del solidus . Redibujado de F owler (1990, p.249). Localmente, e inmediatamente en el contacto con el cuerpo intrusivos, la roca de caja se puede llegar a fundir en f orma parcial. Sin embargo, este fenómeno no es frecuente , debido a la elevada cantidad de energía que se requiere para comenzar la fusión. Platten (1982) describió la fusión de cuarcitas feldespáticas causada por una intr usión de tamaño pequeño , de menos de 400 m de diámetro. También Wilde (1995) describió fusión parcial, localmente restringida, causada por la intrusión de gabros y noritas en psamitas y pelitas. Los gabros forman parte de un complejo diorítico a monzonítico de mediana extensión. Las areniscas y pelitas de la caja fueron transformadas en hornfels piroxénicos - cordieríticos y solamente llegaron a fundirse en forma parcial en el contacto con los intrusivos máficos. En Argentina, Llambías y Leveratto (1966) describieron la fusión parcial de xenolitos de areniscas finas incluidos en basaltos olivínicos. La fusión afectó solamente el contacto entre los granos, representando un escaso porcentaje del volumen de la roca. Las variables que influyen en la reorganización de las rocas de la caja son numerosas (Barton et al., 1991) pero entre las más importantes se deben tener en cuenta las siguientes características: 1) La composición de la roca de caja. Son más sensibles a la recristalización aquellas rocas que tienen una asociación mineralógica de baja temperatura y una te xtura de grano fino. 2) La presencia de agua u otro volátil ya sea que se encuentre entre los poros de las rocas o en los miner ales hidr atados, que al ser calentados liberan agua, facilitando la tr ansformación mineralógica y textural. 3) El tamaño del cuer po intrusivo y su temperatura, que re gulan la cantidad de calor cedida a la caja y el tiempo de dur ación de la per turbación térmica. 4) La proporción de volátiles dentro del cuerpo ígneo, que a su vez depende de su posición relativa interna. Los niveles próximos a la cúpula de los cuerpos ígneos son los más ricos en volátiles, mientras que las partes más profundas están relativamente empobrecidos. 5) El tiempo de duración de la per turbación tér mica. Esta v ariable es impor tante porque todos los procesos de recristalización dependen, en un gran porcentaje, de los procesos de PROPIEDADES TÉRMICAS DE LAS ROCAS 23 tem peratura conducci n lit sfera gradiente geotØrm ico gradiente adiabÆ tico p ro fun didad convecci n m anto conducci n nœ cleo gradiente exterior geotØrm ico Figura 5. Diagrama esquemático que muestra los diferentes gradientes térmicos de la Tierra. En la litósfera y en el núcleo exterior la transmisión de calor es por conducción. En el manto el calor se transmite por convección y el g radiente es de tipo adia bático. Esto se de be a que el calor se tr ansmite con ma yor eficacia por con vección que por conducción, equilibrando la temperaturas más rápidamente. Por este motivo el gradiente está gobernado principalmente por la variación de la temperatura con el coeficiente de compresibilidad y por lo tanto con la presión. difusión en el estado sólido , los cuales son extr emadamente lentos, aproximadamente del orden de 1 x 10-12 cm2 s-1. La participación de los volátiles acortan las velocidades de difusión, favoreciendo la recristalización. 6) La ma gnitud del contraste tér mico entre el cuerpo ígneo y la roca de caja, que es el que condiciona el g radiente tér mico. 7) La per meabilidad de la roca de caja, que per mite el escape de los v olátiles originados en el cuerpo ígneo, o también el f lujo del agua intersticial de la roca de caja, lo cual incrementa la disipación tér mica por con vección. Las r ocas de caja con m uy bajas per meabilidades impiden la liberación de los volátiles del magma, creando una sobrepresión en el interior del cuerpo magmático que puede llegar a generar diversas fracturas en la roca de caja. A través de ellas se disipa el calor en forma convectiva. En estos casos las cúpulas de los cuerpos ígneos son afectadas por n umerosas reacciones subsólidas , y si las fracturas no son suficientes par a drenar la totalidad de los volátiles puede llegar a formarse en el techo del plutón una caperuza pegmatítica. En cambio, si la roca de caja es permeable los volátiles del magma fluyen libremente a través de ella y se f avorecen las r eacciones metasomáticas dando lug ar a recristalizaciones alloquímicas . Por lo g eneral la per turbación térmica producida por los cuer pos ígneos de pequeño v olumen es de corta duración, siendo la disipación térmica más rápida que el tiempo que requiere la nucleación de los nuevos minerales. En estos casos la roca de caja es apenas afectada, con ex cepción de una delgada banda de unos pocos milímetros adyacentes al cuerpo donde puede haber recristalización. Los cambios de color por la o xidación del hier ro son más fr ecuentes. En los plutones de mayor tamaño, p. ej. mayores que 10 km de diámetro, la aureola térmica se extiende hasta algunos kilómetros a partir del contacto del cuerpo, pero a 10 km de distancia del contacto, el aumento de la temperatura es de pequeña magnitud (Fig . 6), del orden de unos 100 °C (Ghiorso, 1991). Para conocer como se disipa la temperatura de un cuerpo ígneo es necesario conocer como 24 1 22 0 11 4 8 1 07 6 1 00 4 9 32 8 60 7 88 7 16 6 44 5 72 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 T ( C) P erfil tØrm ico en el centro de la intrusi n 1 00 3 00 5 00 7 00 9 00 a 1 22 0 11 4 8 1 07 6 Tiem po (m iles de aæ os) P erfil tØrm ico en la caja a 1 km del contacto T ( C) 1 00 4 9 32 8 60 7 88 7 16 6 44 5 72 b 1 22 0 11 4 8 1 07 6 1 00 4 9 32 8 60 7 88 7 16 6 44 5 72 1 00 Tiem po (m iles de aæ os) 3 00 5 00 7 00 9 00 P erfil tØrm ico en la caja a 10 km del contacto T ( C) c 1 00 Tiem po (m iles de aæ os) 3 00 5 00 7 00 9 00 Figura 6. Variación de la temperatura con el tiempo de un cuer po de basalto toleítico oli vínico de 10 km de lado y de la roca de caja. En a se da la variación de la temperatura del centro del cuerpo ígneo, en b la variación de la temperatura de la roca de caja a 1 km del contacto y en c a 10 km de distancia. Las tres curvas representadas en cada uno de los dia gramas cor responden a dif erentes modelos de disipación tér mica del cuer po ígneo. La cur va sólida corresponde a un modelo de enfriamiento convectivo-conductivo; la línea de guiones largos corresponde a un modelo exclusivamente conductivo con variación del calor latente de cristalización; y la línea de guiones cortos a un modelo conductivo con un calor latente de cristalización promedio que abarca el periodo de cristalización. Según Ghiorso (1991). PROPIEDADES TÉRMICAS DE LAS ROCAS 25 era la distribución en su interior de la temperatura. Dos formas extremas de esa distribución son posibles: 1) La distribución de la temperatura dentro del cuerpo ígneo está regulada por las corrientes convectivas. El resultado es que la distribución interna de la temperatura es homogénea y la transmisión térmica en su interior es convectiva. En este caso el calor del interior del cuerpo es transportado hacia el borde del mismo por las corrientes convectivas; 2) el cuerpo carece de corrientes convectivas, es decir se encuentra inmóvil. En este caso el calor se transporta exclusivamente por conducción, desde el centro hacia el borde. En este modelo se debe considerar, además, el calor latente de cristalización, el cual varía con la temperatura. Entre ambos modelos, se pueden encontrar una gran variedad de combinaciones intermedias, con participación de convección y conducción. Estos últimos modelos se adaptan mejor a la realidad, debido a que al comienzo del enfriamiento las celdas convectivas están activas, pero con el descenso de la temperatura y el aumento de la cristalización disminuyen progresivamente hasta que se detienen. Ghiorso (1991) modeló el enfriamiento de un cuerpo de tholeíta olivínica de 10 km de lado y las variaciones de temperatura que se producen en la caja, cuyo temperatura previa a la intrusión era de 500 °C. Empleó modelos de enfriamiento con vectivo y conductivo, y en este último caso distinguió con calor latente de cristalización variable y con calor latente de cristalización promedio de las temperaturas comprendidas en el intervalo de la cristalización (Fig. 6). Sus resultados indican que en el interior del cuerpo intrusivo la temperatura descendió alrededor de 200 °C después de 1 Ma. La temperatura de la caja, a 1 km de distancia del contacto , alcanzó un v alor máximo, casi el doble de la temperatura original, a los 0,1 Ma, y luego se mantuvo prácticamente con muy poca variación hasta 1 Ma (que fue la duración del modelo). A 10 km de distancia del contacto la temperatura ascendió apenas unos 100 °C después de haber transcurrido 1 Ma. En los niveles superiores de la corteza las aureolas térmicas de los cuerpos ígneos se manifiestan por la formación de hornfels, en particular si la composición de la roca de caja es sensible a los cambios de temperatura. Cuando la roca de caja son sedimentitas o rocas metamórficas de bajo grado como pizarras y filitas, la formación de hornfels tiende a borrar los planos de sedimentación o foliación, sobretodo en las zonas más cercanas al contacto con el cuer po. En las zonas más alejadas , en cambio, se pueden mantener ,yav eces los cristales pueden lleg ar a crecer paralelos a esos planos , produciendo una foliación secundaria mimética. En los ni veles cor ticales más profundos , y que además están siendo afectados por un metamorfismo de extensión regional, la per turbación térmica contribuye al aumento del g rado metamórfico. El contraste térmico con la roca de caja es menor que en los niveles más superficiales y por lo tanto es menor el g radiente térmico. En estos casos, la aureola térmica se manifiesta como un aumento en el g rado metamórfico, incr ementándose la relación temperatura / presión, por lo cual se pueden desarrollar texturas metamórficas diferentes a las de la región no afectada por la aureola térmica. En efecto, los primeros cristales producidos por el nuevo incremento tér mico son def ormados y rotados por la defor mación regional. En estos casos , si la deformación dura más tiempo que la per turbación térmica, predomina una textura con un orientación bien definida y similar a la orientación r egional. En cambio , si la per turbación tér mica sobrevive a la defor mación, como es el caso en los plutones tardíos , predominan las texturas no orientadas con desar rollos de texturas porfiroblásticas. Si son varios los cuerpos ígneos que se intruyen durante un período de tiempo que es más cor to que el de la disipación de la per turbación térmica de cada uno de ellos, las aureolas térmicas se superponen entre sí conformando una faja metamórfica con una elevada relación temperatura/presión (Barton y Hanson, 1989). Por ejemplo, en Fiambalá, de acuerdo con Grissom et al. (1991) el g rado metamórfico de facies de anfibolita imperante fue incrementado a facies granulita en el entorno de los cuerpos máficos, que según estos autores se habrían intr uido durante el metamorfismo. la que puede deformarse dúctilmente.26 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 En algunos casos la aureola térmica produce en las inmediaciones del contacto con el plutón el debilitamiento mecánico de las rocas de caja. lo puede en volver completamente. o. por el contrario. sin llegar a tener importancia regional alguna. . Esta deformación puede estar comúnmente localizada en forma específica ciertas partes del plutón. debido a los esfuerz os generados por el magma dur ante el emplazamiento. y en muchos casos puede llegar a fluir. como sucede en las intrusiones diapíricas. El emplazamiento de los cuerpos ígneos está estrechamente relacionado con el campo de esfuerzos regional y con las propiedades reológicas del magma y de la caja. y en escalas de orden regional.1. que es igual a Newton m -2 . Debemos recordar que la fuerza (F) es una acción que se ejerce sobre una masa (m) para cambiar su velocidad o imprimirle una aceleración ( a). y. que es el mínimo. donde σ1 = σ2 = σ3. el esfuerzo se expresaba en dinas cm-2 y la unidad se denominaba baria. La extensión se produce cuando el esfuerzo mínimo es menor que la presión litostática. En geología. El esfuerzo desviatorio representa la magnitud del esfuerzo que se aparta del esfuerzo medio y se define como el esfuerz o normal menos el esfuerzo medio. siendo el contraste reológico entre ambos . El resultado es el acor tamiento lateral. una de las características que más influye en la forma y tamaño de los cuer pos ígneos. La unidad del esfuerzo es el Pascal. Cuando el esfuerzo diferencial es nulo el esfuerzo se denomina presión. contrariamente a la convención empleada en mecánica o ingeniería. Introducción La reología es una de las ramas de la ciencia que trata sobre la defor mación en todos sus aspectos. que corresponde al peso de la columna de rocas . como por ejemplo ocurre en los líquidos .CAPÍTULO 2 Principios de Reología 2. El esfuerzo (stress) se define como la fuerza aplicada por unidad de área. se dice que hay compresión cuando el esfuerzo máximo es horizontal y es superior al esfuerzo v ertical. Con anterioridad a la vig encia del sistema internacional de medidas. La distribución de los esfuerzos se puede representar en el espacio en un eje ortogonal de coordenadas y por convención se denomina σ1 al esfuerzo mayor. Cuando esta relación es distinta de cero σ ( 1 − σ3 ≠ 0) el esfuerzo medio ( σm) se define como: σm = σ1 + σ2 + σ3 3 (1) El esfuerzo medio representa la presión confinante y es responsable de la compactación o dilatación de un cuer po. Los esfuerzos pueden ser compresi vos o extensiv os comúnmente se denomina presión confinante. la suma de los esfuerzos es cero y se expresa con la siguiente relación σ1 − σ3 = 0. En geología los esfuerzos compresivos tienen signo positivo y los extensivos negativos. La conversión de barias a P ascal es la siguiente: 1000 barias = 1 kb = 100 MP a. La aplicación de esta disciplina en el campo de la g eología es imprescindible para comprender la mayor parte de los procesos que regulan la defor mación de la litósfera y que tienen relación con la tectónica y con la for mación de las estr ucturas que se encuentran en la parte superior de la corteza. σ 2 al intermedio y σ3 al menor. En un cuerpo en equilibrio. desde la formación de fracturas (deformación no continua) hasta el flujo de materiales viscosos (deformación continua). Su ecuación es F = ma y su unidad es el Newton (kg m s -2). como se aplica . del material. Con frecuencia se produce por los efectos de una cizalla simple (Fig . El cambio de for ma se puede log rar de maneras diferentes . es característico de los materia dúctiles y r epresenta una def ormación continua. en cambio. que implica r uptura a niveles casi microscópicos y per miten el f lujo del material. que actúa como una cupla o par de esfuerzos . La r uptura y el f lujo pueden considerarse como los extremos del amplio espectro que abarcan los diferentes modos de deformación.3b). se produce un aumento en el sentido v ertical. tomándose como parámetr o de re ferencia un objeto en el cual pueda identificar se su for ma original. si dur ante la def ormación pr ogresiva los ejes del elipsoide de deformación permanecen paralelos a las direcciones de los esfuerzos principales la deformación es coaxial. Descomposición de un esfuerzo cualquiera en un esfuerzo normal a la superficie y otro paralelo a la misma. La defor mación. No se considera como una deformación al cambio de volumen causado por la presión litostática. se denomina expansión. El flujo. En este mismo esquema. Ejemplos de def ormaciones intermedias entre estos extr emos es el f lujo cataclástico. La deformación puede ser homogénea o hetero génea. La ruptura es un mecanismo por el cual comúnmente se deforman los materiales frágiles e implica una defor mación no continua. En el primer caso las relaciones entr e los distintos elementos del cuer po que se defor ma se mantienen sin v ariar las relaciones angulares entre ellos. los esfuerzos son extensionales cuando el esfuerzo horizontal es menor que el peso de la columna de rocas que está por encima. 2). denominado esfuerzo tangencial. o de dilatación. cuando al final de la def ormación estos elementos no guardan ninguna r elación entr e si (Fig . La deformación consiste en 1) traslación y 2) cambio de forma. . El primero se denomina esfuerzo normal σn y el segundo esfuerzo tangencial (στ ). que se caracteriza porque la suma de los esfuerzos tangenciales es cero ( Σσt = 0). Si durante la defor mación los ejes del elipsoide de defor mación rotan y no guardan el paralelismo con los esfuer zos principales se dice que la defo rmación es no coaxial . la cual si tiene una componente positiva se denomina compactación y si esa componente es negativa. El cambio de volumen se conoce como dilatación. Los esfuerzos normales solamente producen dilatación. se expresa en for ma porcentual. Asimismo. Cuando una fuerza actúa sobre un cuerpo se puede descomponer en un esfuerzo (= fuerza/ área) perpendicular a un plano cualquiera y otro paralelo al mismo (Fig. Es heterogénea. dependiendo de las propiedades mecánicas del ma terial y de la intensidad y duración del esfuerzo . 1). y la magnitud del cambio de volumen depende de la porosidad y del coeficiente de compresibilidad. Se produce una extensión lateral y una disminución en el espesor vertical.28 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 la ley de preservación de la masa.3a). στ F σn Figura 1. Comúnmente se produce por cizalla pur a (Fig. Deformación de un cubo y relación entre los ejes del elipsoide de deformación (el eje intermedio es perpendicular al papel) y la dirección de los esfuerzos principales. por ejemplo . Cizalla pur a.1. Las fracturas de extensión se caracterizan porque las paredes que la limitan no se desplazan una respecto a la otra en el sentido de la fractura. Las flechas en la cara superior e inferior del cubo indican la posición de los esfuerzos tangenciales máximos. En líneas cortadas se muestran las trazas de los planos que no han v ariado. a. Deformación homogénea y no homogénea de un cuer po. En el primer o se conser van las relaciones angulares de cada uno de los elementos constitutivos del cuerpo. 2. Deformación coaxial. La deformación es por cizalla simple. Son paralelas al esfuerzo máximo y perpendiculares al esfuerzo mínimo. b. Def ormación no coaxial. se alojan en fracturas de extensión. Deformación no continua El proceso de defor mación no contin ua conduce al desar rollo de fractur as. .PRINCIPIOS DE REOLOGÍA cuerpo no deform ado 29 cuerpo deform ado hom ogØneam ente cuerpo deform ado no hom ogØneam ente Figura 2. Los ejes del elipsoide r otan y se a partan de las direcciones de los esfuerzos principales. Las fallas geológicas σ1 σ1 σ3 σ3 σ3 a σ1 b σ3 σ1 Figura 3.1. En las fracturas de cizalla las paredes se desplazan en forma paralela a la fractura. Los diques ígneos . Las mismas se dividen en dos grupos principales: 1) fracturas de extensión y 2) fracturas de cizalla. Los ejes del elipsoide no rotan respecto a la dirección de los esfuerzos principales. mientras que en el segundo no lo hacen. Los diagramas de Mohr relacionan los esfuerzos de cizalla con los esfuerz os normales (Fig. frecuencia sólo se representa el semicírculo porque el otro semicírculo corresponde a la imagen especular. Se forman en dos planos conjugados. Los mecanismos por los cuales se desarrollan las fracturas de cizalla han sido discutidos intensamente y los modelos más aceptados en la actualidad son dos: el de Navier . el ángulo diedro que forman entre ellos y los correspondientes esfuerzos normales para esta situación. con σ1 στ στ ϕ στ σ3 σn σ tg ϕ = στ n σ3 2θ b a σ1 Figura 4 . Las fracturas elípticas paralelas al eje de máximo esfuerzo ( σ1) son extensionales y se caracterizan porque no son continuas y las paredes se separan pero no se desplazan en el sentido de la fractura. Ambos emplean los diagramas ideados por Mohr para graficar las ecuaciones que gobiernan la fracturación.30 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 son ejemplos de fracturas de cizalla. En numerosos materiales es de aproximadamente 30°. El esfuerzo dife rencial (σ1 − σ3) constituye el diámetro del círculo . 4): στ tan =ϕ σ = µ n (2) siendo µ el coeficiente de fricción. Ángulo de fricción inter na ( ϕ) definido por la relación entre esfuerzo normal ( σn) y esfuerzo tangencial ( στ ). El ángulo diedro (2 θ) de esos planos es de 90° en materiales ideales que no poseen cohesión. que forman entre si un ángulo diedro cuya bisectriz es el máximo esfuerz o. Fracturas formadas en un cuerpo frágil cuando el esfuerzo supera su resistencia.Coulomb y el de Griffith.4a). a. Las fracturas de cizalla se car acterizan por que las par edes se desplazan a lo lar go del plano . disminuyendo hasta 60° con el aumento de la cohesión. Las fracturas de cizalla se desarrollan en los planos donde la componente tangencial es máxima. En estos planos es donde el esfuerz o tangencial alcanza su máximo v alor (Fig. También permiten deter minar gráficamente el ángulo de fricción inter na Las ecuaciones son las siguientes: . La cohesión se mide por el ángulo de fricción inter na (ϕ). que es la relación entre el esfuerzo nor mal (σn) y el de cizalla σ ( τ) y se expresa de la siguiente manera (Fig . 5) y permiten definir la posición de los planos en los cuales el esfuerzo de cizalla es máximo . b. σ3 sin 2θ 2 cos 2 θ σ1 . de acuerdo con la siguiente relación: 2 θ = 90° . cuyo ángulo de fricción interna es bajo el ángulo diedro tiende al valor teórico de 90°. En los ma teriales dúctiles. El coeficiente es prácticamente una constante para la . El criterio de r uptura está dado por las siguientes relaciones: στ = S0 + σn tan ϕ = S0 + σ0µ (5) donde στ = esfuerzo tangencial. Los círculos que están a la izquierda del origen de coordenadas corresponden a un régimen de tensión pura. La cohesión de una roca o de un material cualquiera es la fuerza que mantiene unidos sus componentes. Diagrama esfuerzo tangencial ( στ ) versus esfuerzo normal ( σn) con la representación de los círculos de Mohr . El criterio de r uptura de Na vier .φ . En la ecuación (4) se relaciona el esfuerzo normal con la diferencia entre el máximo y el mínimo esfuerzo y el ángulo diedro 2 θ. El v alor de σ1+ σ3/2 representa el esfuerzo medio. La presión confinante está determinada por ( σ 1 + σ 3)/2 y corresponde al centro del círculo En ausencia de esfuerzos diferenciales ( σ1 − σ 3 = 0) el círculo de Mohr es un punto ubicado en la abscisa. Las ecuaciones entr e ambos esfuerz os están indicadas en el g ráfico.σ3 2 2 σ1 . στ= σn = σ1− σ3 sin 2 θ 2 (3) σ1+ σ3 σ1− σ3 co s 2 θ − 2 2 (4) En la ecuación (3) se r elaciona el esfuerz o de cizalla máximo con el esfuerzo nor mal y el ángulo diedro for mado por los planos conjug ados de máxima cizalla. (ecuación 1). ϕ = ángulo de fricción interna y µ es el coeficiente de fricción.PRINCIPIOS DE REOLOGÍA 31 tensi n στ com presi n σ1 + σ3 σ1 . El valor del ángulo diedro depende del ángulo de fricción interna. que es equi valente a la pr esión confinante.Coulomb se fundamenta en la ley de deslizamiento friccional. que pr esupone que el material tiene imperfecciones que sir ven para concentrar los esfuerzos de cizalla. σn = esfuerzo normal. S0 = coeficiente de cohesividad (= cohesive shear strength) o coeficiente de fricción interna.σ3 2 σn = στ = 0 σ3 2θ σ1 + σ3 2 σ1 σn Figura 5. El ángulo 2 q es el ángulo diedr o entre los planos de máximo esfuerzo de cizalla. cuya ecuación está indicada en la figura. El criterio de ruptura de Griffith se basa en las fuerzas interatómicas del material y presupone imperfecciones constituidas por grietas microscópicas que concentran en sus puntas el esfuerzo. la ecuación (4) puede escribirse como σt= 0. En forma empírica se puede establecer que en los niveles más superficiales de la corteza. En los casos en que el círculo de Mohr no alcance la línea en volvente no se producirán fracturas . Entre 200 y 2000 MPa es necesario vencer un umbral de 50 MPa para lograr la r uptura. Progresivamente estas grietas rotan para colocarse en los planos de máximo esfuerzo de cizalla.18. pero se desvía notablemente en tensión. De acuerdo con el criterio de Navier . conduciendo a la r uptura. De acuerdo con el criterio de r uptura de Navier .Coulomb el ángulo de fricción interna no varía con el aumento del esfuerzo nor mal. Los valores de los esfuerzos nor males a la izquier da del centro de coordenadas son neg ativos y representan tensión. graficado en el diag rama de Mohr .Coulomb el material se fracturará cuando el círculo de Mohr sea tang ente a la curva envolvente (Fig. La graficación en el diagrama de Mohr de la ecuación (5) da una recta que se denomina línea envolvente o línea de ruptura. Las cur va envolvente está dada por la ecuación: . En las rocas previamente fracturadas el coeficiente de fricción interna es de 0.32 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 mayoría de las rocas. la cual expresa la magnitud del esfuerzo tangencial necesario para producir un deslizamiento a lo largo de una fractura. mientras que en las rocas con montmorillonita y vermiculita es de 0. Criterio de r uptura según Na vier .Coulomb .6. donde ten s i n στ com pre si n στ= S0 t + σn an ϕ l nea envolve nte S0 ϕ 2θ σ3 σ1 σn Figura 6 . De la obser vación de la Fig.6). dondeϕ tiene valores más bajos.85 σn (6) En los niveles más profundos de la corteza. donde σn está comprendida entre 200 y 2000 MPa. vermiculita e illita. σn es < 200 MPa. Se ha comprobado experimentalmente que el criterio de Navier . El ángulo diedro 2 θ aumenta cuando disminuye el ángulo de fricción interna. con excepción de aquellas que son ricas en montmorillonita. 6 resulta ob vio que la resistencia del material en tensión es marcadamente menor que en compresión. y en general no depende del tipo de roca. Los círculos que se encuentran a la izquierda del centro de coordenadas corresponden al campo de tensión pura. la ecuación (6) se tr ansforma en: σt= 50MPa + 0.6 σn (7) Las ecuaciones (6) y (7) se conocen como ley de Byerlee. S 0 representa la cohesión del material.Coulomb es aplicable en el campo de compresión. En ningún caso el círculo formado por la diferencia entre σ1 y σ3 podrá exceder la línea envolvente. El ma terial se fractura cuando el círculo de Mohr es tangente a la línea envolvente. El ángulo de fricción interna es muy elevado en la zona del gráfico correspondiente a tensión pura y las rocas se fracturan por tensión. Por esta razón ambos criterios se han combinado en uno solo ( Fig . En medio secos las condiciones para la fracturación se logran solamente por el incremento del esfuerzo dife rencial (Fig. De acuerdo con los resultados experimentales. En cambio. 7b) que se denomina criterio de r uptura combinado Na vier . El punto de unión de ambas ecuaciones se indica con la letra X y es el lug ar donde las curvas tienen la misma pendiente (Fig. por lo cual el ángulo diedro se acerca al v alor teórico. y está g obernado por diversas ecuaciones que dependen de los diferentes mecanismos microfísicos que regulan el flujo.Grif fith. denominada constante de reptación .Coulomb es aplicable para los esfuerzos en compresión. por lo cual en el diagrama de Mohr el círculo se desplaza hacia la izquierda (Fig. El magma actúa como un fluido a los efectos de la fracturación hidráulica. La resistencia en tensión es la mitad a la resistencia cuando σn = 0. C0 = constante (GPa-n s-1).1. Las condiciones para fractura están dadas por la relación pf ≥ σ 3 + T (9) donde T es la resistencia en tensión (Fig. el criterio de Griffith responde mejor para la ruptura en tensión. 7d).4T2 = 0 (8) donde T es la resistencia en tensión (Fig. La presión de fluido disminuye la resistencia de la roca. 2.Coulomb . El esfuerzo nor mal es nulo en la superficie de la Tier ra pero también puede ser nulo en el interior de la misma cuando la presión del fluido que contiene la roca en sus poros iguala a la presión confinante. Los procesos de fracturación favorecidos por la presión de poros se denominan fracturación hidráulica y tienen una gran importancia en la apertura de fracturas en rocas en contacto con el magma o en los sistemas hidr otermales (Phillips. donde pf es la pr esión del fluido. por lo cual su pr esencia facilita los procesos de fr acturación. Del diagrama de Mohr resulta obvio que la resistencia en tensión es significati vamente menor que en compresión.2.pf.7a).) de una roca porosa está dado por la relación: σef = σ . 7e). y en transición hacia el campo compresional ( σn pasa de negativo a positivo) el ángulo de fricción interna disminuye aceleradamente. Deformación continua El flujo es la defor mación de un ma terial sin pérdida de cohesividad. Por esta razón los magmas con más de 65 % de cristales se fracturan bajo la presencia de pequeños esfuerzos diferenciales. Con la disminución del esfuerzo tensional.) R‘T (10) donde ε = tasa de deformación. y cuyos valores se dan en la tabla 1 del Propiedades Físicas del Magma. 1972). tendiendo a cero a medida que aumenta la pr esión normal. el criterio de Mohr . La ecuación más g eneral se denomina le y de f lujo exponencial (power-law creep) o también de reptación (= creep) y está dada por: Q ε = C0 σn exp (.pf. 7a).PRINCIPIOS DE REOLOGÍA 33 σ2τ .7b). De acuerdo con Secor (1965) el esfuerzo efectivo ( σef = σ . σ n = esfuerzo elevado a un .4Tσn . En d y en e la curva envolvente es combinada según Navier . . Círculos de Mohr completos que indican los criterios de fracturación en tensión pura y en compresión pura. (Redibujado de Price y Cosgrove 1991). la mitad de la cohesión. En el criterio de Na vier . a. Criterio de ruptura por la presión de un fluido en los poros de una roca. Línea envolvente parabólica según el criterio de ruptura de Griffith. La ecuación está indicada en el g ráfico.34 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 στ ten si n com presi n 2 στ ϕ 2 ten si n com presi n ϕ· > ϕ ϕ criterio de ruptura de Navier . Criterio de ruptura de un material por el aumento del esfuerzo diferencial ( σ 1 .Co ulom b στ .Coulomb y de Griffith. d. c.4T σn .Coulomb el ángulo de fricción interna no varía con la presión normal. El ángulo de fricción inter na ( ϕ) dismin uye con el aumento de la pr esión nor mal. desplazando hacia la izquierda el círculo de Mohr hasta que es tangente a la curva envolvente. La curva envolvente es según el criterio de Griffith. b.σ 3).4T = 0 ϕ co hesi n 2 T (= cohesive stren gth) criterio de ruptura de G riffith X a ϕ res iste n cia e n te n s i n ϕ· σn T b σn στ co m presi n pura 2θ tensi n pura σn c στ στ 2θ d στ 2θ e στ Figura 7. En X la pendiente de las líneas envolventes es la misma y re presenta el pasaje de un criterio a otr o.Coulomb. que disminuye la magnitud de los esfuerzos normales. e. 2T re presenta la cohesión del material para una presión confinante n ula. Criterio de ruptura combinado de Navier . La resistencia en tensión es T. Q = energía de activación. por lo cual no de penden de la pr esión. Dentro de esta categoría pueden incluirse a los líquidos verdaderos y también a los agregados policristalinos. Ranalli. Aspectos físicos de la def ormación El comportamiento reológico de los materiales se estudia a partir de dos escalas de observación. También pueden ser conjuntos de rocas cuyos atributos y relaciones mutuas se repiten en el espacio. Están incluidas dentro de la física del continuum la rotación y granulación de cristales. a menos que ese esfuerzo alcance un umbral. Un material se considera como fluido cuando cede fácilmente y exhibe un f lujo constante ante pequeños esfuerz os constantes. pliegues. En reología se considera que un material se comporta como un sólido cuando al estar sometido a un esfuerzo diferencial no cede. 1987. siendo el más bajo el del cuarz o y el más alto el de la oli vina (véase la Tabla 1 del Capítulo Propiedades Físicas del Magma). o un conjunto de rocas. Estos procesos no serán tratados en este manual. 1985. El segundo tipo de aproximación para el análisis de la def ormación se basa en el análisis de lo que sucede a nivel de la red cristalina y es la parte de la reología que trata los aspectos microfísicos de los materiales. La deformación plástica ocur re porque las celdas cristalinas son imperf ectas. que bajo ciertas circunstancias especiales.3145 J mol °C-1) y T = temperatura absoluta.3. 1987. En la defor mación plástica no ha y cambio de v olumen. La migración de los lug ares v acantes es uno de los procesos por el cual se produce la defo rmación plástica. que corresponde al límite de la resistencia. cuya composición y arreglos texturales se repiten en el espacio con similares características. brechas. disolución y cristalización. Las propiedades de cada una de las parcelas de volumen pueden ser representadas en el espacio por un sistema de coordenadas ortogonales y para su análisis se requiere del cálculo tensorial. pequeñas variaciones en el ángulo de los ejes de la celda. como por ejemplo las fallas . Paschier y Trow. Otros procesos son: for mación de maclas.PRINCIPIOS DE REOLOGÍA 35 potencia que normalmente se encuentra comprendida entre 1 y 5. Por ejemplo una roca. Nicolas . Las escalas de observación son: 1) el análisis de las texturas y de las estr ucturas de las rocas. que es la energía necesaria para activar las modificaciones de la red cristalina de cada mineral. etc. 1996). Las defor maciones plásticas de los minerales se e xplican por las deformaciones de las redes cristalinas . o arreglos de la fábrica y 2) el análisis de las perturbaciones y modificaciones que ocurren en el interior de la red cristalina de cada mineral o en el contacto de las redes cristalinas. Los valores deQ para -1 el cuarzo. como ser elevadas temperaturas . el feldespato y la oli vina se encuentran comprendidos entre 120 y 550 kJ mol . sin impor tar cuan pequeños sean. siendo ambos procesos los que generan las texturas de las rocas defor madas. Desde un punto de vista r eológico los materiales se pueden di vidir en dos g randes grupos: sólidos y fluidos. En una escala ma yor se encuentr a la for mación de la estr ucturas meso. etc. El aumento de la tempera tura favorece la defor mación plástica y cada mineral tiene un umbral característico a partir del cual comienza a fluir. R = constante -1 universal de los gases (R = 8. ya que contienen n umerosos lugares vacantes que no están ocupados por los átomos cor respondientes. migración de átomos a lo larg o del contacto de dos granos.a megascópicas. que consiste en el tratamiento de los materiales como si estuvieran confor mados como un conjunto de v olúmenes discretos repetiti vos en el espacio . las cuales tienen una estrecha relación con los mecanismos de la deformación. El primer acercamiento se basa en la mecánica del continuum. 1976. 2.1. La ecuación (10) también se conoce como ecuación de Dorn y refleja una deformación que se incrementa en forma constante ante un esfuerzo constante. pero los lectores pueden recurrir a varios textos especializados que los tratan en detalle (Nicolas y P oirier. . Poirier. 36 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 y/o bajas velocidades de deformación. pero las más impor tantes son la pr esión. 2) el relieve irregular de la superficie. Las coladas de obsidiana son líquidos cuyas temperaturas se encuentran cerca del solidus y son lo suficientemente altas como para que la viscosidad no sea tan elevada y puedan fluir. principalmente elástica. 3) las diferentes composiciones de las rocas . superficies de discordancia. la tempera tura y el tiempo . fluyendo ante un esfuerzo constante . el tiempo de aplicación de un esfuerzo y la velocidad con que se deforma el material. Pero a bajas velocidades de deformación se comporta como un fluido. En las rocas . que se mide en escalas de tiempo acor des con los procesos g eológicos. 8 se han representado distintos modos de deformación. se considera que está sometido a una presión confinante o litostática. y dúctil. y 4) las estr ucturas previas de las r ocas. y en for ma muy destacable la presencia de fluidos intersticiales que interactúan con los minerales. En la Fig. que se cor responden con difer entes propiedades mecánicas. cediendo con facilidad ante pequeños esfuerzos . donde es frecuente que el cuarzo se def orma plásticamente y los feldespatos se granulan. un mismo material puede comportarse como un sólido o como un fluido y. pueden fluir. algunos de los mismos pueden defor marse plásticamente mientras que otros lo hacen por granulación. El vidrio. frágil. como ser fractur as. El f lujo de un material puede ser plástico o catac lástico. sin producirse rupturas. El f lujo plástico se distingue del cataclástico porque la defor mación del ma terial se produce por la defor mación de las celdas cristalinas. que se aparta de la superficie del geoide. términos comparables con el de la presión hidrostática. También influyen la composición. pliegues. que permite almacenar y transmitir los esfuerzos. Cuando la suma de los esfuerzos tangenciales de un cuerpo que se encuentra en el interior de la Tierra es cero. encontrándose entre los más importantes: 1) la rigidez de las rocas de esta parte de la corteza. Según sea la magnitud de estas dos variables. La duración de los esfuerzos . La presión litostática está más generalizada en los niveles profundos de la corteza. En la tabla 1 se presenta una síntesis de los principales tipos de def ormación y las variables más importantes que los regulan. en cambio. . La magnitud de la deformación y los diferentes tipos de procesos que intervienen dependen de numerosas variables. que desde el punto de vista ter modinámico es un líquido sobreenfriado y por lo tanto metaestable. puede exhibir distintas capacidades para la transmisión los esfuerzos . que son ag regados de miner ales con diferentes propiedades r eológicas. No podemos dejar de mencionar aquí la impor tancia que tiene en el modo de defor mación. normalmente es mayor que 105 años. por encima del la cual el vidrio fluye constantemente. En el flujo cataclástico. existiendo una temperatura de transición. etc. favoreciendo la recristalización o los cambios mineralógicos. El incremento de la temperatura en los vidrios fa vorece el comportamiento fluido. puede comportarse como un sólido a temperatura ambiente y a altas velocidades de deformación. No obstante. La presión litostática difícilmente se logra en los niveles superiores de la cor teza debido a numerosos factores. donde los materiales tienen bajas resistencias y se comportan como f luidos. como una aproximación se puede considerar que en la parte superior de la corteza se puede lograr una presión litostática cuando el esfuerzo diferencial es menor que la resistencia a la fracturación. la deformación se produce por la microfr acturación de los cristales . por lo tanto. Un ejemplo de esto son los granitoides que se deforman a temper aturas entr e 300 y 550°C . Diagramas esfuerzo diferencial ( σ ) versus deformación ( ε ). Al superarse el límite elástico se produce en f orma instantánea la pérdida de la cohesión del material y la defor mación. El módulo de Young representa la magnitud del esfuerzo necesaria para causar una defor mación y por lo tanto tiene como unidad la misma que el esfuerz o. En a se representa un cuerpo elástico puro. conocida como Ley de Hook: σ=Eε (11) donde σ es el esfuerzo diferencial. 2.2. En b se representa un cuerpo que se comporta elásticamente hasta un esfuerzo diferencial límite. a partir del cual se deforma dúctilmen te hasta la ruptura. a par tir de este momento .PRINCIPIOS DE REOLOGÍA 37 σ Re sisten cia a la rup tu ra σ A partir de e ste punto el m aterial com ie nza a cede r Re sisten cia a la ru ptura a Deform aci n e lÆ stica Deform aci n frÆ gil ε b Deform aci n e lÆ stica De form aci n dœ ctil Deform aci n frÆ gil ε Figura 8. Elasticidad Algunos materiales se deforman ante esfuerzos diferenciales de acuerdo con la siguiente ecuación. e es la defor mación y E es un coeficiente de proporcionalidad. . se pr oduce por deslizamiento friccional. el cual se denomina límite elástico o r esistencia a la r uptura. La característica principal es que la deformación es instantánea y se recupera totalmente. que es una constante para cada material y se denomina módulo de Young. Comúnmente existe un umbral para el esfuerzo por encima del cual el ma terial se fractura. Los materiales que responden a la ecuación mencionada se denominan materiales elásticos o materiales que siguen la ley de Hook. Tipos de deformación. la misma se encuentra almacenada como una energía elástica dentro de la celda cristalina. rocas cataclásticas. ya sea a través de deslizamiento friccional a lo lar go de esas fracturas. velocidad de deformación. rocas metamórficas Flujo plástico La roca mantiene la cohesión Temperatura. es la capacidad de almacenar los esfuerzos y . las r ocas poseen los a tributos característicos de la elasticidad. La condición que tienen que cumplir es que dichos esfuerzos sean inferiores al límite de elasticidad. Debido a esta característica la magnitud de la defor mación elástica en ellos es muy pequeña. Cuando se retira el esfuerzo es esta energía la que permite la recuperación de la deformación. ni tampoco tener litolo gías con diferentes límites de elasticidad. brechas. de transmitir los. Dúctil Flujo cataclástico Clivaje. De esta manera. No hay cambios de volumen Flujo (= creep) Tabla 1. El módulo de Young de las rocas que componen la corteza y el manto es muy alto. sus principales características y las variables más importantes que influyen sobre las mismas.38 Tipo de deformación Frágil Mecanismo principal Fracturación y formación de brechas Propiedades Pérdida de cohesión en parcelas definidas Pérdida de cohesión en forma penetrativa Variables más importantes Presión Hay aumento de volumen Presión Hay aumento de volumen CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 Mecanismo de deformación Deslizamiento friccional a nivel macroscópico Deslizamiento friccional a nivel microscópico Rocas y estructuras Fracturas. es la transmisión instantánea de los esfuerzos . En estos casos la transmisión efectiva de los esfuerzos es menor que en la teoría elástica porque se disipan. las pelitas. milonitas Milonitas. La propiedad más destacable de los cuerpos elásticos con defor mación conservativa. y como el valor de E es mayor que el del límite de elasticidad se llega a la fracturación sin que la def ormación elástica sea per ceptible. mientras que las más competentes (areniscas y cuarcitas). Debido a que la defo rmación elástica es recuperab le. . y/o por consumirse en defor maciones dúctiles no r ecuperables. se dice que la defo rmación de un material elástico es de tipo conser vativa y. ej. del orden de 85-150 GPa. No obstante . protomilonitas. la deformación se concentra en las rocas más débiles (= menos competentes). que se diferencia de la defo rmación de los materiales viscosos (véase más adelante) que es de tipo disipativa. Pero para que en este aspecto se pueda aplicar la teoría elástica las rocas no deben poseer fracturas previas. por lo tanto . cuando se agrega un peso a un cuerpo elástico se produce en su interior una reorganización instantánea de los esfuerzos. cabe destacar aquí. como p. gneises. como es común en las intercalaciones de areniscas y pelitas de las secuencias sedimentarias o en los complejos metamórficos. En general. Debido a esta propiedad. Transición dúctil-frágil . los refractan o alcanzan rápidamente la r uptura. que absorben los esfuerzos. como p . ej. además del módulo de Y oung. El coeficiente o relación de Poisson (ν) expresa la relación entre la deformación perpendicular al eje del cuer po.∆V/V0 (14) El módulo de compresibilidad se relaciona con el coeficiente de Poisson y con el módulo de Young de la siguiente manera: . El módulo de cizalla o módulo elástico. es decir la resistencia a ser defor mado. εy. εz representan la defor mación según los ejes or togonales del eje de coordenadas que representan a los vectores en el espacio. el coeficiente de Poisson y el módulo de compresibilidad. y expresa la relación entr e el esfuerzo tang encial ( στ ) y la defor mación ( ε) G = (12) El módulo de rigidez o de cizalla expresa cuantitativamente la resistencia de un cuerpo ante un esfuerzo que tiende a defor marlo. denominada deformación transversal y la paralela al eje del cuer po. son el módulo de cizalla. Para iguales condiciones las rocas ricas en oli vina tienen un módulo de rigidez más alto que para las rocas ricas en cuarz o y feldespato (Tabla 2).27 85 115 150 Módulo de cizalla GPa 33 44 70 Módulo de compresibilidad GPa-1 185 115 85 Coeficiente de expansión térmica °C-1 8 x 10-6 6 x 10-6 - 39 kg m -3 Granito Gabro Dunita 2670 2980 3300 Tabla 2. que también se lo denomina módulo de rigidez (= shear modulus) (G) representa la rigidez de un cuer po. denominada deformación longitudinal : ν= εx εy = εz εz (13) donde εx.25 0.PRINCIPIOS DE REOLOGÍA Roca Densidad Coeficiente de Poisson Módulo de Young GPa 0.31 0. En los f luidos newtonianos la rigidez es cero por que no ofrecen resistencia. Propiedades físicas y elásticas de algunas o r cas Los otros coeficientes más impor tantes. La rigidez de las rocas disminuye con el aumento de la temperatura y con la disminución en la velocidad de defor mación. El módulo de compr esibilidad (ß) es la relación entr e el esfuerzo normal ( σn) y la contracción en el volumen: ß= σn . 12 . porque arriban en segundo lugar. El módulo de cizalla representa la resistencia de un sólido a ser cizallado y su magnitud es proporcional al módulo de Y oung e in versamente propor cional al coeficiente de P oisson. cuando la barra está sometida a compresión el espesor se incrementa. entonces . El módulo de compresibilidad expresa la capacidad que tienen los materiales de dilatarse o contraerse por los efectos de la presión.40 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 ß= 3 (1-2ν) E (15) El módulo de cizalla se relaciona con el módulo de Young y con el coeficiente de Poisson de la siguiente manera: G = (16) donde G = módulo de cizalla.5. Parte de la energía almacenada como defor mación elástica no se recupera y es . y las de cizalla se denominan ondas-S. Anelasticidad: En algunos materiales no siempre se cumple la ley de Hook. La vara al alargarse en el sentido longitudinal. de alrededor de 0. Cuando se estira una bar ra. El coeficiente de P oisson expr esa la relación de la def ormación lineal con respecto a la transversal. Las ondas-S también se denominan r otacionales.0. que al igual que el módulo de Young están muy por encima del límite elástico (T abla 2). Las ondas-S y las ondas-P requieren un medio elástico para su propagación y dependen de los módulos de rigidez ( G) y de compresibilidad (ß) del medio y también de la densidad ( ρ) del mismo. El coeficiente de Poisson en los sólidos ideales es de 0. pero en las rocas es siempre mucho menor.30. disipada como calor . de acuerdo con las siguientes ecuaciones: V 2 p = β+ V 2s = (17) donde VP representa la velocidad con que propaga a través del medio la onda-P y VS la velocidad de la onda-S . Las ondas-P también se denominan longitudinales porque las partículas vibran en la dirección de la propagación de la onda. ν = coeficiente de Poisson. Gran par te de la infor mación g eofísica del interior de la Tier ra se obtiene a tra vés de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas compresionales (V P) y las de cizalla (V S). sino que una parte de ella. sólo considera la deformación lineal. de cualquier material. En estos casos no toda la deformación es conservativa. en cambio. Los valores más frecuentes en la rocas oscilan entre 0.8 x 10 -11 Pa -1 (0. El módulo de Young.8 x 10 -6 bar -1) y 2 x 10 -11 Pa -1 (2. Las rocas máficas y las ultramáficas son las que poseen los v alores más elevados. es de tipo disipati va . por que la vibración de las partículas se realiza en un plano nor mal a la dir ección de propag ación (Fig. las cuales se denominan respectivamente ondas-P porque son las primeras en arribar por su mayor velocidad. se cumple la ley de conser vación de la masa.0 x 10 -6 bar -1) par a las dunitas y los g ranitos respectivamente. tiene que angostarse en el sentido transversal. aunque sea mínima. E = módulo de Young. 9). o viceversa. porque no se comportan como cuerpos elásticos perfectos . El módulo de cizalla tiene valores que oscilan entre 33 y 70 Gpa (330-700 kb). La flecha inferior en cada dibujo indica el sentido de propagación de la onda. Las flechas de la parte superior indican el movimiento de las partículas en un instante de tiempo . 2. Por este moti vo la disipación de los esfuerz os debe transfo rmarse en alguna otra f orma de energía. comúnmente en calor. Viscosidad La viscosidad es la resistencia que tienen los cuerpos fluidos para fluir y está gobernada por la siguiente ecuación: στ = ηε .3. viscosidad. Se caracterizan porque las partículas en el material vibran en el sentido de la dir ección de propagación de la onda. unidad de tiempo . La viscosidad representa el esfuerzo necesario para producir una cantidad definida. En los cuerpos viscosos la defor mación es de tipo disipati va y no se recupera. sufren una atenuación. De acuer do con estas car acterísticas las ondas sísmicas. denominado rial.PRINCIPIOS DE REOLOGÍA 41 a b Figura 9. al no atravesar un medio puramente elástico. . La propiedad más destacab le de los f luidos es que la defor mación es proporcional al tiem- . ε es la velocidad a la cual se deforma o fluye el material y η . Las partículas del material vibran perpendicularmente a la dirección de propagación de la onda.b) Ondas sísmicas longitudinales u ondas-S. de defor mación. En ambas ondas una vez finalizado el paso de la misma las partículas permanecen en su lugar de origen. Cuanto más viscoso es el material ma yor será el esfuerzo necesario para producir una mayor cantidad de deformación en un mismo tiempo. y su recuperación parcial de pende del tiempo . a) ondas sísmicas compresionales u ondas-P . en una . y que es propio de cada matees el coeficiente de proporcionalidad. Características de las ondas sísmicas. (18) donde στ es el esfuerzo tangencial. Las flechas de la parte superior indican el movimiento de las partículas en un instante de tiempo: mientras unos sectores del material se comprimen otros se distienden. La . Cuanto más tiempo se encuentre un fluido sometido a un esfuerzo constante. La magnitud de las v elocidades de A (VA) y de B (VB) está dada por VB = UB dt y VA = UA dt (21) y la diferencia entre las velocidades de A y B está dada por: d ν= VB - VB = UB dt UA d u = dt dt (22) Reemplazando du/dt de la ecuación (19) por dv de la ecuación (21) se tiene: dv dx = ε = tasa de deformación . un límite para el tiempo . Si el desplazamiento de los puntos fuera constante se trataría de un cuerpo rígido y no habría deformación interna. ε.42 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 po. mayor será su deformación.U A (20) siendo UB y UA los vectores del desplazamiento de las partículas A y B y du la diferencia de ambos. que en este caso es en el sentido del eje x. (23) . es un tensor que representa el gradiente de un desplazamiento. cualquiera sea la dimensión de la fracturación. el gradiente del desplazamiento se expresa por la relación du/dx siendo dx el diferencial de la dimensión original. La relación du/dx indica el gradiente. y está dada por la ecuación: tasa de deformación = du 1 dx dt = ε dt (19) La relación du/dt es la diferencia de la magnitud del desplazamiento de dos partículas contiguas. El desplazamiento u de los puntos de un cuerpo no es constante. tasa de deformación. Esto implica una deformación interna del cuerpo puesto que el desplazamiento varía de un punto a otro. Si A y B son las par tículas se tiene: d u = UB . que también es un tensor. Si du es el diferencial de la elongación de una línea. El enfriamiento de los fundidos promueve la cristalización y un consecuente aumento progresivo de la viscosidad hasta llegar a constituir un cuerpo rígido. en la r ealidad. En los fundidos ígneos existe . La deformación. sino fracturación y traslación. ε . expresa la variación del gradiente del desplazamiento en el tiempo. hecho que implica un cierto desplazamiento a lo largo de esa línea. que está dado por el descenso de la temperatura. recuperándose completamente (Fig . que es una propiedad elástica. de quien se ha condensado los párrafos que siguen a continuación. La relación ηK /GK se llama tiempo de relajación Kelvin. también es de pendiente del tiempo. 1987. 10). los viscoelásticos (= cuerpos Maxwell) y una combinación de estos dos que se denominan cuer pos Burgers. p. σ es el esfuerzo de carga. 10). τK.4. 2. De no ha ber par ticipado el elemento viscoso la defo rmación hubier a sido instantánea.. De acuerdo con esta última ecuación la def ormación disminuye exponencialmente hasta cero . Gran par te de las g randes unidades rocosas se compor tan con propiedades reológicas que resultan de la combinación de elementos elásticos con viscosos . p . Por ejemplo. Existe una apro ximación entr e la magnitud del esfuerzo y la tasa de defor mación. mientras que para 10 MPa es de 1x10 -8 s-1. Cuerpos con propiedades reológicas combinadas En la naturaleza difícilmente se encuentran cuerpos que tienen un comportamiento elástico o viscoso pur os. Al estar acoplados de esta manera el cuer po . En este sentido los cuerpos más importantes son los firmoviscosos (= cuerpos Kelvin). cuando GK = 0 el tiempo de relajación es infinito porque el elemento viscoso inter viene en un 100% y la def ormación no se recupera. (24) donde GK es el módulo de cizalla o rigidez del elemento Kelvin del cuerpo y hK es la viscosidad Kelvin. Cuando GK = ∞ ó ηK = 0 el tiempo de relajación es cero porque el elemento elástico se encuentra recuperado en su totalidad.4.4.10).1. Cuerpos firmoviscosos o Kelvin: El modelo reológico de estos cuerpos es el de un elemento elástico y un elemento viscoso dispuestos en paralelo (Fig . Para un análisis más detallado de estos temas se sugiere la lectura de Ranalli (1987. 2. La relación entre la viscosidad Kelvin y la rigidez Kelvin. 2. ηK /GK . y tiene la dimensión de tiempo . La ecuación constitutiva es: σ= 2GKε + 2ηK y la defor mación está expr esada por ε = ε0 exp(GK ηK t) (25) ε . Cuando un cuerpo de esta naturaleza es sometido a una carga el elemento viscoso retarda la deformación elástica. expresa el tiempo que tarda en recuperarse la def ormación. 290) muestran un incremento linear entre el esfuerzo y la tasa de deformación: para un esfuerzo de 100 MPa la tasa de defor mación es de 1 x 10 -5 s-1.2. Con estas condiciones los materiales ceden ante bajos esfuerzos y fluyen (creep) con facilidad. Cuerpos viscoelásticos o Maxwell: Resulta de la combinación de un elemento elástico y de uno viscoso dispuestos en serie (Fig . Los diagramas experimentales de esfuerz o versus tasa de defor mación en olivina (Ranalli. P or este motivo la deformación de un cuerpo fir moviscoso es una función del tiempo y la r ecuperación de la def ormación. Esto significa que la tasa de deformación varía de cuerdo con la magnitud del esfuerzo aplicado. 84-87).PRINCIPIOS DE REOLOGÍA 43 Se consideran tasas de deformación lentas las comprendidas entre 1 x 10 -12 s -1 y 1 x 10-18 s-1. ε es la deformación y ε 0 es la deformación inicial instantánea. t0 t1 ε=0 σ0 /2G 2 . G 2 indica que corresponde al elemento Maxwell del cuerpo Burger. σ0 /2G M t0 t1 η1 Deform aci n elÆ stica t viscoelÆ stico) C u erp os B urg er (tambiØn denominado G2 η2 Deform aci n viscosa Deform aci n elÆ stica retardada por el elem ento viscoso Deform aci n elÆ stica ε G1 . t Figura 10. En el cuerpo Kelvin la deformación se recupera totalmente pero en forma retardada por el elemento viscoso. mientras que en el cuer po Burger se recuperan las dos deformaciones elásticas. Las diferencias entre estos tres tipos de cuerpos no son tan marcadas en la práctica y no resulta sencilla su identificación. La ecuación constituti va es: ε= . ε = 0 .ε = c t e ε = cte. Las r elacioness σ0 /2G K. Por esta razón. σ0/2GM y σ0/2G2 representan la deformación elástica (cuya expresión general es:ε = σ0/2G) lograda por el esfuerzo inicial σ ( 0). En el cuerpo Maxwell la deformación que se r ecupera es la elástica. 84). σ/t 2GM + σ 2ηM (26) . una instantáneamente y la otra en forma retardada. el término viscoelástico es utilizado en forma genérica y el modelo que más se acerca a el es el cuerpo Burger que tiene un desarrollo ilar sim al fenómeno de reptación (creep) se deforma instantáneamente debido al elemento elástico y luego la deformación es proporcional al tiempo. G es el módulo de cizalla o coeficiente de rigidez y los subíndices K y M indican que corresponden a los elementos Kelvin y Maxwell respectivamente. 0 t y t1 indican la iniciación y liberación del esfuerzo a un tiempo inicial y final respectivamente. Redibujado de Ranalli (1987. p.ε = c te ε = cte. Modelos reológicos resultantes de la combinación de elementos viscosos y elásticos expresados en diagramas deformación-tiempo.44 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 C u erp os firm o v isc oso s (K e lvin ) ε σ0 /2G K ηΚ Deform aci n elÆ stica retardada por el elem ento viscoso GK t0 t1 GM ηΜ t C u erp os e lÆ stico v is cosos (M ax w e ll) ε Deform aci n viscosa . 2. La primera de todas es una defor mación elástica instantánea.10). p . pr oduciéndose su r ebote isostático.3. No es el objeto de este man ual profundizar sobre este tema. al mismo tiempo . mientras que m uestra una respuesta elástica para lapsos más cor tos. que vuelve al sistema una vez retirado el esfuerzo. La tercera y última manera de deformación es totalmente viscosa y. σ0 2GM + σ0 2ηM t (27) donde s 0 es el esfuerzo inicial.4.PRINCIPIOS DE REOLOGÍA 45 y la deformación total bajo un esfuerzo constante está expresada por: ε= . Esto significa que cuando la tasa de deformación es constante. Este tiempo de relajación es de aproximadamente 1 x 103 años. Esta última . es no recuperable. que permite el almacenamiento de una cierta cantidad de energía. El peso de la calota de hielo produjo un esfuerzo sobre la litósfe ra que la flexionó y. Cuando se retira el esfuerzo se recupera únicamente la def ormación elástica . El retiro de los hielos liberó el esfuerzo sobre el continente. Este comportamiento es efectivo para deformaciones que duran más de 1000 años . Uno de estos procesos . En los materiales que se comportan como un cuerpo Burger. En este sentido el manto se acerca al compor tamiento de un cuer po viscoelástico en cuanto que comenzó con una defor mación instantánea. El segundo tipo de defor mación está constituido por una lenta defor mación retardada. es el del r ebote isostático de las masas continentales que sucedió cuando se retiraron los hielos de la última glaciación. cuyo desarrollo se puede encontrar en el texto de Ranalli (1987). Se puede deducir que el manto se habría compor tado como un fluido que tuvo una viscosidad linear (newtoniana). el esfuerzo tangencial produce tres tipos de defor mación (Fig. La relación entre la viscosidad Maxwell y el módulo de cizalla: ηM/GM = τM se denomina tiempo de relajación Maxwell. y lueg o le siguió una deformación proporcional al tiempo. la que también es elástica y por lo tanto recuperable. el esfuerzo diferencial tiende a cero al cabo de ese tiempo. que más ha sido tenido en cuenta par a tr atar de comprender el compor tamiento r eológico del manto . Cuerpos Burger: Estos cuerpos definidos por Ranalli (1987. Esta es una dife rencia impor tante con los cuerpos firmoviscosos. que se ajusta al tiempo de relajación Maxwell con una viscosidad del manto de 1 x 10 21 Pa s y GM = 1 x 10 11 Pa.87) r esultan de la combinación en paralelo de los cuerpos Kelvin y Maxwell (Fig. Con respecto a la aplicación de alguno de estos modelos para estudiar el comportamiento del manto ante la defor mación. Las ecuaciones constitutivas son complejas porque requieren de dos diferentes viscosidades y de dos coeficientes de rigidez. hasta ahora solo se han esbozado apro ximaciones preliminares debido a la complejidad de los procesos . en consecuencia. En los cuerpos viscoelásticos el esfuerzo se disipa al ser consumido por la defor mación. defo rmó el manto . que corresponden a cada uno de los ref eridos cuerpos. 10). El tiempo de r ecuperación de la def ormación se ha podido determinar con exactitud midiendo la variación de las alturas en los niveles de las líneas de costa. cuya constante de r elajación expresa la recuperación de la defor mación al extinguirse el esfuerzo. Si la tasa de deformación se mantiene constante es e = 0 y la solución de la ecuación es: σ = σ0 exp (GM ηM t) (28) donde s 0 es el esfuerzo inicial aplicado . Esta manera de deformarse es comparable con la reptación creep ( ) de los sólidos. cuyo desar rollo de la defor mación es similar al proceso de reptación. también puede ser considerado como un cuerpo viscoelástico. conduciendo a la formación de fracturas. En este caso disminuye en forma relativa el elemento viscoso . debido a la gran proporción de partículas en suspensión (cristales). . la característica principal del material al deformarse es la fluxión. Por esta razón. El magma.46 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 es la que ocupa el mayor volumen de la deformación y por lo tanto. en el cual la porción de defor mación viscosa es m uy superior a las dos componentes elásticas. cuando la viscosidad efectiva del magma es muy alta. Las diferencias entre estos los tres tipos de cuerpos descriptos no son tan marcadas en la práctica y su identificación no es sencilla. el término viscoelástico es utilizado en forma g enérica y con un sentido m uy amplio y el modelo que más se acerca a la realidad y resume las características de los otr os dos es el cuerpo Bur ger. descripto como un líquido Bingham. Sin embargo. la energía que puede almacenar es superior a su resistencia. la inclusión es una filita inyectada.PRINCIPIOS DE REOLOGÍA 47 Lámina 1. que indican fracturación ágil. inclusión microgranular máfica con bordes suaves y cur vilíneos que se adaptan armónicamente al flujo del magma. Abajo. . batolito de Colangüil. Arriba. Granodiorita Las Piedritas. Dos inclusiones en rocas graníticas con características reológicas y tiempos de residencia en el magma diferentes. con bordes planos. El tiempo de residencia ha sido largo ya que la inclusión muestra un progresivo reemplazo por parte de la roca hospedante. Este reemplazo se explica porque la presencia de la inclusión da lugar a un fuerte gradiente de composición. y esquinas angulosas a astillosas. Debido a que las temperaturas magmáticas se mantienen por largo tiempo los procesos de difusión tienden a equilibrar la composición. fr No presenta alteración alguna. sugiriendo que el tiempo de residencia en el magma ha sido muy corto. PROPIEDADES TÉRMICAS DE LAS ROCAS 1 . porque son completamente absorbidos por la def ormación. y 2) prolongado tiempo de aplicación de un esfuerzo . pero que deja pasar las ondas sísmicas provenientes del interior de la Tierra. . por lo cual el ma gma deja de ascender . de modo que la v elocidad con que se defor ma resulta m uy lenta. ej. Con respecto al magma. Pero si dejamos el martillo y regresamos al cabo de un tiempo prolongado encontraremos que el martillo. su comportamiento reológico es equipar able al de un f luido. y la forma y volumen de los cuerpos ígneos. En los casos en que las rocas de la corteza inferior se deforman a velocidades muy lentas.CAPÍTULO 3 Propiedades Físicas del Magma El magma es un fluido y como tal puede escurrirse y cambiar de forma bajo la acción de un esfuerzo tangencial. Para comprender esto podemos imaginar que nos introducimos en la corteza inferior y aplicamos un martillazo. Ejemplos de estos cuer pos son los enjambr es de filones capa que han sido descriptos en di versos lugares del mundo. como ocur re en la ma yoría de los procesos g eológicos. for mando cuerpos laminares subhorizontales. fenómeno que se expresa mencionando que tiene flotabilidad (en inglés = buoyancy). esta se compor ta como un sólido. no transmiten ningún tipo de esfuerzo . que en las rocas ígneas es comúnmente superior a la mitad de la temperatura del solidus. En estos casos si su viscosidad es baja. Por la primera propiedad el magma tiene la capacidad de fluir a través de la litósfera y llegar hasta la superficie. tal cual lo hacemos en la superficie para quebrar las rocas: el resultado será el mismo que si estuviéramos en la superficie . sucede cuando una onda sísmica atra viesa la cor teza inferior. La menor densidad del ma gma respecto al medio que lo rodea. fa vorece su ascenso hacia los niveles superiores de la litósfera. caracterizada por la ausencia de focos sísmicos . y lo debe hacer con tal eficiencia que debe mantener su temperatura por encima del solidus para no congelarse en el camino. si la velocidad de deformación es mucho más rápida. el modo de extruirse en la superficie. la roca se romperá frágilmente en v arios tro zos. Los fluidos ideales no tienen ningún tipo de resistencia a la def ormación. y consecuencia los esfuerz os que pueden soportar antes de ceder (= yield) son muy pequeños. como p. Este comportamiento dual de los agregados policristalinos queda claramente ejemplificado con lo que sucede en la corteza inferior. En los casos en que la densidad del magma se iguala con la de la roca de caja. las propiedades físicas más importantes que regulan su desplazamiento a través de la litósfera. Por el contrario. por más débil que sea. del orden de unos pocos P ascales. de hasta 1x10 -18 s-1. al ser más denso . Pero antes de contin uar con el análisis de las propiedades físicas del magma debemos recordar que este comportamiento no es exclusivo de los líquidos como ya se ha e xplicado en el capítulo anterior . se ha hundido hasta una cier ta distancia. denominados filones capa. y si no están contenidos . de la misma maner a que un sólido más denso se hunde en un fluido. tiende a f luir horizontalmente . También numerosos sólidos. fluyen de manera similar a los líquidos . la f lotabilidad tiende a cer o. Las condiciones que fa vorecen el flujo de los agregados policristalinos o de las rocas son: 1) elevada temperatura. del orden de 1x10-13 s-1 o aún más lenta. son la viscosidad y la densidad. por lo cual en reología a estos ma teriales también se los denomina f luidos. bajo ciertas condiciones muy especiales. En consecuencia. pueden trasladar se sin def ormarse internamente. que fluyen por una misma pendiente. El momento de un fluido es el producto de su masa por su velocidad. La variación del momento de un fluido (o un cuerpo cualquiera) es proporcional a la fuerza resultante (segunda ley de Newton). llegará más lejos la que posee menor viscosidad. Para un tiempo y un esfuerzo determinados la cantidad de def ormación de penderá de la viscosidad. Los f lujos de densidad fríos. Viscosidad Los fluidos tienen una propiedad intrínseca que es la de fluir. ej. p . donde m = masa. Esta característica per mite diferenciar a los f luidos de los materiales con . se originan por que al intr oducirse el a gua en el interior del cuer po dismin uye drásticamente las fuerzas de fricción entr e las bloques y partículas sólidas. la energía potencial (E p = mgh. como los lahares. g = aceler ación de la g ravedad y h = altura) se puede transfor mar en energía cinética si se dismin uyen las fuerzas de fricción. Los fluidos que poseen elevadas viscosidades fluyen con mayor lentitud que los fluidos con viscosidades más pequeñas. 3. Esta variación en el volumen tiene una gran importancia en la distribución del campo de esfuerzos local y tiene una gran influencia en las estructuras y texturas de los estadios finales de la cristalización de los cuerpos ígneos . ej. En las rocas extr usivas no consolidadas (de pósitos de caída de tefra. dos coladas de lav a con diferentes viscosidades. en un b loque transportado tectónicamente. la cantidad de defor mación de penderá del tiempo de aplicación de ese esfuerz o: cuanto ma yor sea el tiempo que actúa el esfuerzo ma yor será la defor mación. Otro aspecto interesante del magma es el aumento de la densidad que se produce por la cristalización.1. por lo cual la deformación es del tipo disipat iva. La resistencia interna a fluir se denomina viscosidad y es una constante para cada líquido . y comúnmente durante este proceso la energía cinética se transfor ma en calor y se disipa. en cambio. La energía cinética (E c = ½ m v 2.. es permanente. A diferencia de los sólidos los fluidos no tienen for ma propia y por lo tanto cuando se desplazan se def orman internamente sin pérdida de cohesión. brec has de los laterales de las coladas o de los domos) que se de positan con alto ángulo de re poso. La deformación de los fluidos no se recupera. como sucede p. La f luidez f es la in versa de la viscosidad η: 1 η f = (1) En reología cuando un fluido fluye también significa que se deforma. Los fluidos no poseen ninguna resistencia a la deformación – aún en aquellos casos que sus viscosidades sean extremadamente elevadas – y ceden ante un esfuerzo por más pequeño que sea.50 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 Cuando un fluido se desplaza posee una cierta cantidad de movimiento o momento que es proporcional a su masa y a su velocidad. Así. donde m = masa y v = velocidad) que posee un fluido en movimiento es la responsable de v encer las fuerzas de fricción que tienden a detener el f lujo. Los materiales sólidos . por ejemplo una máfica y otra silícica. lo cual significa que líquidos con menor viscosidad se defor marán en una propor ción mayor respecto de aquellos líquidos que teng an una viscosidad ma yor. Los oxígenos que compar ten dos tetraedros se llaman o xígenos puentes (BO). el silicio es un catión formador de red (T) por su afinidad a la coordinación tetraédrica con el oxígeno. La viscosidad del magma depende de su grado de polimerización. recuperan la deformación y por lo tanto devuelv en al sistema la energía que habían almacenado durante la defor mación. los cuales una vez que se quita el esfuerz o. 1). es decir. mientras que los o xígenos que compar ten otr os poliedros . Figura 1. Los oxígenos puente se unen tetraédricamente con el silicio permitiendo la unión de los tetraedros. aportado por la disipación de la viscosidad. se denominan no-puentes (NBO). C a ti n m o dific ad o r d e la re d . formando cadenas (Fig. En síntesis. In te rru m p e la un i n c o n otros tetra e d ro s . con coor dinación ma yor que la tetraédrica. es mínimo y aún no ha sido incorporado en los cálculos de v ariación de la temper atura para los magmas en mo vimiento. La ma gnitud de las cadenas es la que expresan el grado de polimerización del magma y la que le confiere la viscosidad. porque interrumpen el crecimiento de la cadena. Comúnmente esa ener gía se transfor ma en calor . En los fundidos silicáticos el silicio se une con el oxígeno preferentemente con coordinación tetraédrica. por lo cual el silicio se encuentra en el centro de un tetraedro cuyos vértices son los oxígenos (SiO 4-4). Representación esquemática según Mysen (1990) de las relaciones entre los oxígenos y cationes con diferentes coordinaciones. En cambio. 1990). Las cargas negativas de los oxígenos permiten la unión con otros tetraedros .PROPIEDADES FÍSICAS DEL MAGMA 51 comportamiento elástico. P os ib ilita la u ni n co n otro s te tra e dro s . en los f luidos la energía utilizada dur ante la defor mación no se recupera y por lo tanto debe ser disipada. Los oxígenos no-puentes tienen otra coordinación y no permiten unir los tetraedros. este calor. O x g e n o n o-p ue n te. Sin embar go. por la relación del número de oxígenos de un tetraedro combinados con cualquier otro poliedro (oxígenos no puentes) . Pro m ue v e c o ord ina c io n e s s u p e rio re s a la tetra Ød rica . que a su vez es una función de la proporción de sílice. S ilic io c o n co o rd in ac i n te tra Ødric a . La proporción de oxígenos no-puentes por tetraedro describe el grado de polimerización del magma y se define por la relación NBO/T (Mysen. O x g e n o p ue n te . ya sea reemplazando a los oxígenos. Figura 2 Viscosidad de un fundido haplogranítico (= granito de composición simple) en función del agua disuelta. correspondiendo a 0 el máximo grado de polimerización. variando el número de coordinación y por lo tanto variando el grado de polimerización. por otr os elementos cambia las longitudes y las relaciones eléctricas de los enlaces . ya que ningún oxígeno del tetraedro está unido a otro poliedro y por lo tanto tiene la posibilidad de unirse a otro tetraedro. que se encuentr a en el centro del tetraedr o. 1987). El F e+3 en los ma gmas riolíticos se compor ta como un catión f ormador de red por su capacidad de coor dinación .147 (Mysen. 1999). El grado de polimerización de los magmas silícicos disminuye debido a la presencia de iones que tienden a dificultar la coordinación tetraédrica del silicio . Fig.reemplazan al O = en coordinación tetraédrica dificultando la unión con otros tetraedros y por lo tanto la polimerización. mientras que en las andesitas es de 0.031 ± 0. La relación NBO/T en las riolitas es 0. Las dos curvas sólidas para cada rang o de temperatura corresponden a dos métodos difer entes del cálculo de la viscosidad. o al silicio. lo cual representa una diferencia de hasta 7 ordenes de magnitud (Fig. impidiendo la formación de cadenas. mientras que para los basaltos tholeíticos es menor (0. La sustitución del silicio . la viscosidad desciende hasta 1x106 Pa s. El hierro es uno de ellos. es del or den de 1x10 13 Pa s.63 ± 0.682 ± 0. variando su importancia de acuerdo con la composición del magma. ocasionando una fuerte disminuciones en su viscosidad. Cuando esta relación es igual a 4.29 ± 0.247 ± 0. pero saturados en agua. 1990). es mucho menos efectiva que la del f lúor. El flúor es otro de los elementos que tiene pr opiedades similares a las del agua en cuanto a su capacidad por disminuir la polimerización del magma (Dingwell. 1990). La relación NBO/T varía entre 0 y 4. en cambio. mientras que estos mismos magmas . La viscosidad de un magma silícico anhidro a las temperaturas comprendidas entre el solidus y el liquidus . lo cual está de acuerdo con las viscosidades de los fundidos r espectivos.018 y en los basaltos es de 0. (1996). (Dingwell. según Holtz et al. 2).52 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 con respecto a los oxígenos con coordinación tetraédrica (oxígenos puentes.25). La influencia del cloro en el descenso de la viscosidad de los fundidos graníticos. La relación Fe+3/Σ Fe entre las rocas volcánicas es máxima para las riolitas (0. Los iones OH . El estado de oxidación del hierro en los fundidos silicáticos tiene una gran importancia en el grado de polimerización. todos los o xígenos del tetraedro están unidos a otros poliedros. 1).13) (Mysen. lo cual significa que el líquido no está polimerizado.052. Entre los componentes más importantes y frecuentes que reemplazan a los oxígenos se encuentra el agua que está disuelta en el magma. representa el gradiente de la velocidad.PROPIEDADES FÍSICAS DEL MAGMA 53 tetraédrica. que se puede expresar en la siguiente ecuación: στ = η dx/dt dz (2) donde dx/dt expresa la cantidad de def ormación interna producida al cabo de un tiempo y por lo tanto mide la v elocidad de la defor mación. dz representa la distancia. Si. Por lo tanto existe una relación directa entre el esfuerzo tangencial στ y la deformación. 3). (3) Z στ dx/dt z x Figura 3. La relación dx/dt/dz representa el gradiente de velocidad. dv/dz. (4) . porque estas condiciones favorecen la despolimerización del magma (Mysen. Las longitudes de las flechas son proporcionales a las velocidades de las partículas. El contenido de aluminio también ejerce una inf luencia importante en la estr uctura del magma. De acuerdo con (2) y (3) la ecuación que caracteriza la viscosidad de un fluido puede escribirse como στ = ηε . medida perpendicularmente al desplazamiento del líquido. Esquema de la deformación de un fluido sometido a un esfuerzo de cizalla. . además. y se expresa comúnmente con el símbolo ε que representa la tasa de def ormación del fluido y tiene como dimensión tiempo -1. Z representa la distancia desde la base hacia el interior del líquido y es per pendicular al desplazamiento. La relación: dx/dt dz = dv dz =ε . se produce una marcada disminución de la viscosidad. en par ticular cuando la relación Al/Al + Si es elev ada. pero en los magmas máficos tiene preferencia por la coordinación octaédrica y por lo tanto se comporta como un catión modificador de red. disminuyendo en estos casos la viscosidad. La viscosidad es la relación entre un esfuerzo tang encial y la defor mación que este produce en la unidad de tiempo. esta condición está acompañada por una cantidad de agua disuelta en el magma mayor a 3%. El eje horizontal representa la base por donde fluye. 1992). entre la pared que lo contiene y el interior del mismo (Fig . En las coladas y en el interior de los domos es ir regular y puede estar pleg ada por efectos del f lujo.54 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 Las tasas de def ormación lentas que se consideran apropiadas para que los ag regados policristalinos cedan ante un mínimo esfuerzo y fluyan. La condición par a que se preserve la lineación es un rápido cong elamiento del cuer po. Por ej. lo cual significa que en estas condiciones los materiales prácticamente no ofrecen resistencia y fluyen ante un mínimo esfuerzo. La viscosidad del manto . domos. tienden a desaparecer . Las dimensiones de la viscosidad están dadas por la relación esfuerz o/tasa de deformación. Fig. hasta alcanzar las par tículas una misma v elocidad. que están apenas insin uados por la baja tasa de cizalla. ej. La tasa de cizalla se manifiesta en los cuer pos ígneos viscosos . se puede deducir que con una tasa de def ormación de 1 x 10 -14 s-1 los materiales fluyen ante un esfuerzo de 1 MPa. La conversión entre Pascal y poise es de 1P a s = 10 poises. en cuerpos subvolcánicos (p.s. la unidad es el poise = 1 dina s cm-2. entre 10-12 s -1 y 10 -18 s-1. debido a que las partículas se mueven con una misma v elocidad (Fig. como una foliación. de acuerdo con la siguiente relación: σ η =ε . Estas estr ucturas se encuentran comúnmente en diques. se ha estimado en 1x10 13 Pa s. que ha sido inferida por distintos métodos indirectos. Por esta razón la tasa de cizalla es máxima en el borde y mínima en el interior. la tasa de cizalla es proporcionalmente más baja. intr uido en ar eniscas del Terciario. En el sistema c. la tasa de def ormación en el manto se puede calcular. En la superficie de los planos de f oliación se puede obser var una lineación.01kb). En los diques y domos la foliación es paralela al contacto con la roca de caja. oscila entre 1020 . perteneciente al complejo volcánico de Farallón Negro.1022 Pa s. que en muchos casos puede llegar a ser extremadamente fina y ser comparable con la esquistosidad de una r oca metamórfica. y la viscosidad de un glaciar. paralela al contacto .g. En los bordes externos del líquido. consistente en los surcos dejados por las protuberancias de los f enocristales (Fig. En la Fig 5 se obser va la foliación. 4 se m uestra el mo vimiento laminar de un f luido en un conducto de paredes rígidas. es 10 -3 Pa s = 10 -2 poises.4). Estas tasas son comunes en la corteza inferior y en el manto. En la Fig . el cual desciende lentamente de la montaña. La longitud de las flechas es proporcional a la velocidad con que se mueve una partícula en el interior del líquido . que imposibilita la recomposición de la textura después de ha berse detenido el mo vimiento. se encuentran en el rango comprendido . y no lleg a a manifestarse en la roca como planos de foliación. Si se conoce la viscosidad de un material se puede deducir la tasa de deformación que resulta de la aplicación de un esfuerzo deter minado. 5) y coladas silícicas. la velocidad es mínima – debido al rozamiento con la pared – y aumenta en f orma prog resiva hacia el interior del líquido. En magmas con viscosidades pequeñas. 106 Pa 1020 Pas -14 -1 = 1x10 s (5) En for ma recíproca. Esto sucede porque al detenerse el magma los planos que separan los filetes de f lujo. que por su baja viscosidad es considerada un fluido ideal. mientras que en el sistema internacional la unidad es el P ascal s = 1 newton s m -2. Para tener una idea de la magnitud de la viscosidad de los fundidos silicáticos podemos mencionar que la viscosidad del agua. contra la pared que lo contiene. si se asume un esfuerzo de 1 MP a (= 0. La viscosidad de un magma basáltico v aría entre 5-10 Pa s y 1 x 10 3 Pa s y la de un fundido riolítico entre 1 x 10 6 Pa s y 1 x 10 13 Pa s. del bor de exter no de un domo dacítico . 4b). La relación de v elocidades entre las par tículas contiguas e xpresa la tasa de cizalla. b) Lineación en la superficie que separa dos láminas de flujo con distinta velocidad. La diferencia de velocidad con que se m ueven las partículas en los bordes es alta. Debido al rápido enfriamiento la estr uctura queda congelada y por lo tanto se la puede obser var con claridad. Esta textura es propia de magmas viscosos y corresponde a la zona con alta tasa de cizalla. Ta s a d e ciz a lla a lta . En cambio .PROPIEDADES FÍSICAS DEL MAGMA 55 Ta s a d e c iz alla alta Ta s a de c iza lla ba ja a 1 cm b Figura 4. La lineación consiste en surcos producidos por los fenocristales y as otr irregularidades de la superficie. a) Movimiento laminar de un fluido a través de un conducto formado por paredes rígidas. por lo cual tienen una tasa de cizalla alta. en el interior la diferencia de velocidades entre las partículas es baja y la tasa de cizalla es también baja. por las cuales e s parte preferencialmente la roca. Foliación paralela al contacto en un domo sub volcánico dacítico. Cuando la relación entre el esfuerzo tangencial y la tasa de cizalla es constante se considera que el líquido tiene un comportamiento newtoniano (Fig. 6). la viscosidad del fluido es la misma. Los planos corresponden a planos de cizalla originados por las dif erentes velocidades de cada uno de los filetes del flujo laminar. No todos los f luidos tienen un compor tamiento newtoniano. de modo que una ecuación generalizada que abarque a la mayoría de ellos es la siguiente: στ = σ0 + ηεn . lo cual significa que cualquiera que sea el esfuerzo al cual está sometido. Catamarca. Su compor tamiento es linear. (6) . Farallón Negro. o también cualquiera sea la tasa de defor mación. La foliación se observa como planos bien definidos paralelos al contacto .56 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 Figura 5. durante la cristalización. Con frecuencia representan superficies no cohesivas. Tiene importancia en el análisis de las corrientes convectivas dentro de un cuerpo magmático debido al . es la viscosidad cinemática dividida por la densidad ( ρ): ν = ηρ-1 y contiene implícito un concepto inercial que se encuentr a relacionado con la masa en mo vimiento. Cuando σ0 > 0 se denominan fluidos Bingham. La tasa de defor mación elevada a un exponencial n ≠ 1.PROPIEDADES FÍSICAS DEL MAGMA 57 στ Esfuerzo tangencial F luid o Bin g h a m σo F luid o n o -n e w to nia n o F luid o n e wto nia n o Tasa de deform aci n ε/t Figura 6. por que la dif erencia de la densidad no es lo suficientemente elevada como para generar el esfuerzo necesario para superar el umbral elástico. por lo cual cuando se defor man y están sometidos a diferentes esfuerzos puede responder con diferentes viscosidades. en los f luidos no-newtoniano cuanto mayor es el esfuerzo y/o la tasa de deformación menor es la viscosidad. en par ticular las que poseen composiciones inter medias a ácidas . En la Fig. no se seg regan ni se concentran entre las láminas de f lujo dur ante el mo vimiento del ma gma. significa que el f luido no tendrá una relación constante entre el esfuerzo y la tasa de cizalla. En general. tenemos los pro venientes de la sier ra de San Luis . La mayoría de los magmas silícicos tienen un valor de σ0 que impide que pequeños cristales . . Generalmente n está comprendido entre 1 y 3. ( ε )n. se hundan. La magnitud de los umbrales elásticos a partir de los cuales el magma comienza a fluir aumenta con . en cambio. En estos casos se dice que el líquido es no-newtoniano. aunque no siempre es así. como es propio de los fluidos newtonianos. El término comúnmente empleado como viscosidad (η) es una simplificación del término correcto que es viscosidad cinemática. donde σ0 representa un umbral elástico que es necesario vencer para que el líquido comience a fluir. Como ejemplo de estos g ranitos. que debido a sus bellas propiedades ornamentales se los puede obser var en los frentes de n umerosos edificios. más densos que el magma. En los fluidos no-newtonianos la viscosidad varía de acuerdo con la tasa de deformación. conser vando los lug ares donde se han nucleado y cr ecido. En los fluidos Bingham se requiere un esfuerzo tangencial mínimoσ (0) para comenzar la deformación. 6 se ha representado a uno de estos líquidos que lueg o de sobre pasar el umbral elástico ( σ0) se compor ta como newtoniano . La viscosidad dinámica (ν). el grado de polimerización. es decir la energía adquirida por la transfor mación de la energía potencial (equilibrio) en cinética (mo vimiento). En magmas con menor viscosidad es factible la concentr ación de cristales como puede obser varse en magmas g raníticos de alta temperatur a con me gacristales de feldespato potásico donde estos se seg regan en bandas paralelas a las láminas de f lujo. Es por esta razón que los fenocristales de las rocas v olcánicas. Las lineares corresponden a los fluidos newtonianos y las exponenciales a los nonewtonianos. Diversos tipos de viscosidades. Las dimensiones de la viscosidad dinámica son m 2 s-1. 3. por lo cual contiene cristales en suspensión. La variación de la viscosidad con la temperatura está definida por la ecuación de Ahrrenius: log η = η0 + Eη RT (7) donde η 0 es la viscosidad a una temperatura definida. en la ma yoría de los casos la temperatura del mag ma se encuentra comprendida entre la del solidus y la del liquidus.1. es decir desprovisto de cristales.58 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 factor inercial de esas cor rientes. en suspensión es 8 7 fu nd id o rio 6 tic log visco sidad P a s o fu n d 5 c r is t id o + fu n d 4 c r is t id o + a le s fu 3 2 nd id o an fun a le s fu n d id de st 1 0 ob as Æ ob lt ic a sÆ o lt i c oo l iv n ic o d id ic o 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 Tem peratura C Figura 7. 7). La viscosidad de un líquido que contiene cristales . compiladas por Williams y McBirney (1979). Viscosidad efectiva : La viscosidad del magma libre de cristales y de burbujas se puede calcular por los métodos de Sha w (1972) y de Botting a y Weill (1972) que se basan en la composición química. . R es la constante de los g ases y T la temper atura absoluta (Mysen 1990).1. que una v ez que se inician contin ua hasta que las fuerzas de rozamiento la detienen. Los magmas con tempera turas próximas a la del liquidus tienen menor viscosidad que cuando sus temperaturas se encuentran próximos al solidus. P ermiten estimar la viscosidad del ma gma por encima del liquidus . Sin embarg o. o burbujas. La viscosidad de un líquido disminuye sensiblemente con el aumento de la temperatura (Fig. E η es la energía de activación necesaria para comenzar con el f lujo viscoso. Variación de la viscosidad con la temperatura para distintas composiciones de fundidos ma gmáticos. y que además tienen un compor tamiento tipo Bingham. porque el sistema debe absorber las presiones que se desarrollan en el interior de las burbujas. En los casos en que la tasa de deformación es alta. el coeficiente R se acerca a 1. 3) la magnitud del esfuerzo tangencial. las burbujas también se defor man. en estas condiciones el magma también adquiere una rela tiva rigidez. Vigneresse et al 1996). adquiriendo una viscosidad m ucho mayor que si estuviera despro vista de ellas . Para una roca ígnea con di versos tipos de cristales y elev ada concentración.67 (Marsh. Como se observa en la Fig. 2) la tasa de defor mación. Los modelos más comunes para calcular la viscosidad efectiva ( ηef ) se basan en la siguiente relación: ηef = η0 (1 .5 (8) donde η0 es la viscosidad del líquido sin cristales . Las coladas de espuma son rar as. con bajas concentraciones de cristales la viscosidad relativa (ηef /η) es apenas mayor que la viscosidad del líquido sin cristales. Sin embarg o. y (ϕ) es la fracción cristalina expresada en volumen. Las espumas tienen mayor viscosidad que los líquidos puros . Estas fracturas comienzan a desar rollarse cuando los esfuerz os diferenciales que se desarrollan en el interior de la cámara magmática exceden a la resistencia a la fractura (Fig. En cuanto a la influencia que tienen las burbujas sobre la viscosidad efectiva del magma poco es lo que se conoce. 1987. En las espumas los esfuerzos tangenciales se aplican en los delg ados tabiques de líquido que se paran las burbujas. proceso por el cual incor pora burbujas. Además. J aupart y T ait (1990) sostienen que en la ma yoría de los casos la viscosidad efectiva excede la del líquido sin b urbujas. (1988) cuando la tasa de deformación es baja las burbujas permanecerán esféricas y la viscosidad efectiva del magma se incrementa. Cuando la presión interna de las burbujas es alta se puede llegar a la fragmentación. dando lug ar a las er upciones piroclásticas. En los sistemas con partículas sólidas en suspensión la viscosidad aumenta exponen-cialmente con la proporción de partículas.PROPIEDADES FÍSICAS DEL MAGMA 59 diferente a la del líquido puro y se denomina viscosidad efectiva. reduciendose de esta manera la viscosidad efecti va. 1981) mientras que para esferas de igual tamaño y bajas concentraciones es 1.35. que se puede calcular por los métodos de Shaw (1972) y de Bottinga y Weill (1972). Las variables más importantes a tener en cuenta son: 1) proporción de burbujas. también denominada a veces viscosidad aparente . La piedra pómez es un típico ejemplo de una espuma magmática congelada y su viscosidad ha sido ma yor que la del mismo magma sin b urbujas. Cuando las partículas se tocan entre si la viscosidad se hace tan elevada que prácticamente impide el movimiento del magma. produciéndose un sistema tipo “aerosol” donde las presiones internas de los gases disminuyen drásticamente la fricción entre las partículas sólidas y por lo tanto la viscosidad del sistema. Un líquido que contiene abundantes burbujas se denomina espuma. que le per mite desarrollar fracturas. pero cuando la concentración de los cristales alcanza un porcentaje en volumen de alrededor de 50-60% (fracción cristalina 0. Es el clásico ejemplo de la crema de lec he batida. y de su concentración. a pesar que toda vía no ha ter minado de cristalizar.5-0. De acuerdo con Spera et al. con un umbral elástico por debajo del cual no fluye. Con el magma sucede alg o similar . por su alta viscosidad y porque la presión inter na de las burbujas tienden a fracturar los tabiques que las separan. 9). El valor de R es una constante que de pende de la for ma y del tamaño de los cristales . 8. Su viscosidad aumenta con la proporción de burbujas.6) la viscosidad relativa se incrementa en más de dos ordenes de magnitud. por lo cual prácticamente el magma queda inmovilizado (Wickham.Rϕ) -2. . La viscosidad de estos sistemas aumenta exponencialmente con el aumento de la fr acción cristalina o de burbujas . los magmas más silícicos se comportan como líquidos Bingham y sobrepasado el valor de la resistencia al flujo (yield strength) tienen un comportamiento no-newtoniano. la resistencia al flujo resultó ser de 51. en volum e n a Figuras 8. Como se apr ecia en la Fig .5 Pa. Por esta razón. de partículas sólidas.5 x 10 9 y 3.8 1. en n umerosos cuerpos plutónicos se pueden for mar diques sin-magmáticos. Pa ra l a misma colada. 8 la viscosidad efecti va aumenta en v arios ordenes de magnitud. 9).0 fra cci n en vo lum en de part cula s s lidas b fra cci n cristalina. Pinkerton y Stev enson (1992) calcular on para el domo dacítico del v olcán Santa Helena.60 la viscosidad relativa se incremente rápidamente en varios ordenes de magnitud. El hecho que el magma ácido posea un reología no-newtoniana. pero con 30% de fenocristales y una viscosidad calculada de 1. porque al producirse las fracturas en los estadios finales de la cristalización. Manley (1996) calculó para una voluminosa colada de riolita una resistencia al flujo de 17. . En cambio . asumiendo un contenido de 1 % de fenocristales y una viscosidad calculada de 3. Magmas con estas características tienen un compor tamiento ne wtoniano. que sigue la ley exponencial (power law).7 x 10 12 Pa s par a una tasa de defor mación de 1 s -1 y de 1 x 10 -10 s-1 respectivamente. No obstante lo expresado.55-0. inmediatamente se rellenan con el magma residual. USA. Pinkerton y Stevenson (1992) determinaron que la ecuación (8) sólo podía ser utilizada para magmas de composiciones máficas y bajas concentraciones de cristales .4 0.6 0. en volumen. hay una generalizada aceptación que a partir de aproximadamente 60 % de cristales el magma se hace tan viscoso que prácticamente es imposible su movimiento. b) es según Vigneresse et al (1996). una resistencia al f lujo de 370 Pa y una viscosidad ef ectiva comprendida entre 3. Para estos casos Pinkerton y Stevenson (1992) comprobaron que la ecuación (8) no es suficiente para calcular las propiedades reológicas para los magmas silícicos con temperaturas comprendidas entre el liquidus y el solidus . a) es según Wickham (1987).2 0. A su vez. significa que su viscosidad puede v ariar de acuerdo con la tasa de defor mación.7 P a.60 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 log viscosidad relativa 3 lo g viscosidad rela tiva 2 1 0 0 0. por lo cual pro pusieron nuevas ecuaciones que permiten calcular el valor del esfuerzo del umbral Bingham y el de la viscosidad efectiva. con esta proporción de cristales el sistema adquiere una definida resistencia a la fracturación (Fig . Los valores de la resistencia al flujo ( η0) en los magmas que se comportan como líquidos Bingham se encuentran comprendidos entre unos pocos Pascales y aproximadamente unos 400 Pa. Relación entre la viscosidad relativa ( ηef/η ) y la fracción.2 x 10 10 Pa s.5 x 10 9 Pa s. A partir de una fracción cristalina de alrededor de 0. cualquiera que sea la ecuación que se utilice para calcular la viscosidad efectiva. En el caso representado en la Fig. El gradiente de presión es m uy alto. 10 a. Los magmas con más de 65 a 70 % de cristales poseen una resistencia que les permite fracturarse. respecto al mismo magma pero cuya deformación se efectuara con una menor velocidad. que es mucho mayor que en el caso anterior. Variación de la resistencia a la u r ptura de los fundidos silicáticos conteniendo di versas cantidades de cristales en suspensión.8 1 . si los esfuerzos al que está sometido son ele vados.2 0 . Para deformaciones rápidas su viscosidad es en numerosas ocasiones menor. produce la succión del magma. 10. sin cong elarse en el camino . e inclusive llegar hasta la superficie . como por ejemplo puede ser el caso de un fuer te g radiente de presión. que no es continua hasta la superficie.PROPIEDADES FÍSICAS DEL MAGMA 61 esfue rzo tangencial (P a) 10 10 10 10 8 6 4 2 1 0 0 . El esfuerzo resultante será proporcional a la diferencia entre las densidades del magma y la del aire.0 fra cci n de fundid o Figura 9. En el área sombreada no hay datos. Esto significa que durante el ascenso de un magma ácido a través de la corteza. según Wickham (1987). fo rmando cuer pos intr usivos menores con fo rmas de lacolitos. Un ejemplo cotidiano de este proceso es cuando se abre la puerta de un avión a 10000 m de altura con una presión interna similar a la de la superficie. Además. el magma fluirá con mayor facilidad. En el ejemplo dado en la Fig 10b) la cámara magmática esta relacionada a una fractura continua hasta la superficie. Este presupuesto energético es suficiente para desencadenar una erupción y es m ucho más efectivo aun si la propag ación de la fractura y el relleno de la misma por el ma gma son simultáneos.6 0 . . Esto explica porque los magmas ácidos pueden recorrer largos trayectos dentro de la corteza. El esfuerzo a que está sometido el magma corresponde a la diferencia entre su densidad y la de la columna de rocas que está por encima.4 0 . La tasa de defor mación en este caso es elev ada. Para log rar esto se de ben mover a alta velocidad para evitar la pérdida de calor por conducción. que puede lle gar nor malmente en la corteza superior hasta 25 MP a km -1 . El esfuerzo resultante es muy pequeño y por lo tanto el magma se comporta con elevada viscosidad porque la tasa de def ormación es pequeña. El comportamiento no-newtoniano de los magmas viscosos se puede reflejar en las situaciones extremas representadas en el esquema de la Fig. en el cual una cámara magmática se está drenando a través de una fractura con diseño en échelon. debido a que responderá con una viscosidad menor. se estab lece un gradiente de presión mayor. Esta dife rencia de presión. debido a que el peso de la columna de aire es mucho menor que el peso de la columna de r ocas. se debe tener en cuenta que el ascenso del magma se favorece con el aumento del gradiente de presión. sino que está separada como una fase gaseosa. como por ej. no escala. y cantidad de cristales en suspensión y ascienden por la diferencia de densidad con la de la roca de caja. Debemos tener presente aquí. por lo cual el magma para ascender debe vencer un esfuerzo proporcional a ρ gh. Si la presión interna de cada una de las burbujas de gas excede la resistencia del magma que las contienen se produce la fragmentación de ese líquido . proceso que va acompañado por un inusual aumento del volumen y un enfriamiento adiabático . El esfuerzo resultante de la diferencia en las densidades es pequeño y por lo tanto la tasa de deformación también es pequeña. En aquellos casos en que el agua no se encuentra disuelta en el magma. por lo cual el magma se comporta con baja viscosidad y se escurrirá fácilmente a través de la fractura. El modelo más probable es aquel en que la fractura se propaga desde el techo de la cámara magmática hasta la superficie y el magma llena la fractura con una velocidad similar a la de la propagación de la fractura. En algunos casos m uy particulares. temperatura. por lo cual el magma se comporta con alta viscosidad. En ambos ejemplos se trata de un mismo magma. en la cabeza de una columna magmática saturada en agua. En b) la fractura está conectada con la superficie y la presión que debe vencer el magma es solamente la atmosférica más el peso de la columna del magma. el sistema llega a constituir una verdadera espuma. . sino como un sistema líquido-g as. Los esfuerzos diferenciales son elevados y por lo tanto la tasa de deformación también es elevada.62 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 h a b Figura 10: Dos ejemplos. la viscosidad del magma cambia drásticamente porque ya no se comporta como un líquido puro . a): En este ejemplo las fracturas no están conectadas con la superficie. que en la parte superior de la corteza es de 25 MPa km -1 y que succiona a la cámara magmática. de como puede influir en el modo de ascenso y en la forma de los cuerpos el comportamiento no-newtoniano de los magmas silícicos. Además. formando lacolitos. El gradiente de presión ena es menor que enb porque la fractura no está conectada con la superficie. siendo ρ la densidad promedio de la columnah () de rocas y(g) la aceleración de la gravedad. con igual composición. Sin embarg o. Flujo laminar y turbulento: Cuando un fluido fluye lo puede hacer de dos maneras: en for ma laminar o en for ma turbulenta. El flujo turbulento está caracterizado por la formación de pequeños r emolinos. 3. si es >> 1 es turbulento. si la expansión de cada burb uja se produce en forma muy lenta. disminuyendo la presión interna del sistema (Klug y Cashman. El número de Reynolds ( Re) es la relación entre el esfuerzo inercial ( ρν2. promoviendo un flujo laminar que se asume es muy frecuente en estos ma gmas. 12). y el espesor del conducto . lo cual permite la formación de conductos que aumentan la permeabilidad del sistema y el escape de los gases. 1996). Es posible que con el progresivo enfriamiento del magma al aumentar la viscosidad pase de turbulento a laminar. Si el líquido tiene un compor tamiento Bingham deben ser superiores al umbral elástico . que comúnmente se desprenden de las láminas de liquido que le dieron origen y avanzan en forma independiente. En los diques las par tículas sólidas se concentran en el centro (Fig . las elevadas viscosidades de los magmas silícicos favorecerían un número de Reynolds pequeño. Para que esto pueda suceder los esfuerzos que desar rolla el ma gma deben ser superiores a la resistencia que oponen al flujo los componentes sólidos. Durante el flujo un líquido puede ar rastrar partículas y bloques y seg regarlas en bandas. En el mo vimiento laminar los planos de f lujo son paralelos entre si y no se mezclan entre ellos. no habría que descar tar en estos magmas la posibilidad de f lujos turbulentos.1. por lo cual responde desde el punto de vistaeológico r casi como un cuer po rígido. En los casos que el número de Reynolds es << 1 el flujo es laminar.PROPIEDADES FÍSICAS DEL MAGMA 63 que cuando el crecimiento de las burbujas es m uy rápido. En estos casos es común la coalescencia de las burbujas. El número de Reynolds relaciona estas variables y establece si el movimiento es laminar o turbulento. donde η = viscosidad) dividido por el espesor del conducto ( L): Re = ρν2 ην L De acuerdo con la ecuación (9). deformándose por flujo y al no poder acumular esfuerzos no se fractura en forma explosiva. 11) y en un cuerpo magmático globoso los cristales de mayor tamaño se pueden acumular en bandas paralelas al flujo (Fig. en particular si la viscosidad es alta. debido a la alta velocidad con que deben moverse en una fractura para no congelarse. en cambio. es decir con una tasa de deformación muy pequeña. donde ρ = densidad y ν = velocidad) y el esfuerzo tangencial ( ην. la resistencia de los tabiques es también muy pequeña. Por el contrario. De esta manera los remolinos interactúan con las porciones de flujo laminar mezclándose. la cual de pende muy estrechamente de la viscosidad.2. = ρνL η (9) . Los estr ucturas de los diques (véase el capítulo cuerpos laminar es) apoyan esta hipótesis. la tasa de defor mación del magma que las rodea es elevada. Las variables que más influyen en la manera como un líquido fluye son la velocidad con que se mueve. En estos casos cuando la presión interna de las burbujas excede a la resistencia a la fractura en tensión se produce la fragmentación en forma explosiva. el cual se denomina energía de activación. Ejemplo de ello son los dia piros de sal. se produce un endurecimiento strain ( hardening). tiempo y no es r ecuperable. Para log rar un f lujo constante ante un esfuerzo constante es necesaria una temperatura mayor que aproximadamente la mitad de la temperatura de fusión de esa roca o mineral. son las rocas que f luyen con mayor facilidad.2. la velocidad con que se acum ula la deformación es variable al comienzo. Reptación El flujo constante de los agregados policristalinos se llama reptación (en inglés = creep) y se favorece con el aumento de la temper atura. Luego de un tiempo . la defor mación por reptación es un proceso de pendiente del D M Figura 11. La ecuación g eneral que relaciona la tasa de defor mación con el esfuerzo dife rencial se denomina le y e xponencial de r eptación ( power law cr eep). cuando las redes cristalinas han acum ulado una elevada deformación y por lo tanto se saturan. Dique de granito de grano fino (D) intruido en un granito con megacristales de feldespato potásico (M). En los procesos de reptación. hasta que se hace constante .64 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 3. Batolito de Las Chacras. La concentración de las inclusiones se debe al efecto Bagnold. Por este motivo. necesario para iniciar la deformación de la celda cristalina. a diferencia de los fluidos newtonianos. El flujo de los agregados cristalinos depende de un umbral energético. En el centro del dique se encuentran inclusiones de esquistos biotíticos. 13). Al igual que en los líquidos . Sin embargo. proceso que se acelera con la temperatura o por la interacción con los fluidos intersticiales. En ella la tasa de defo rmación está . como la def ormación afecta la red cristalina los miner ales se tornan inestables energéticamente y tienden a recuperarse. que consiste en desplazar las partículas sólidas desde las zonas de alta tasa de cizalla en los bor des del dique hacia la zona de baja tasa de cizalla en el centro . sierra de San Luis. El valor de la energía de activación depende de cada uno de los minerales que componen la roca. que conduce a ruptura (Fig. siendo las rocas ricas en halita las que poseen una de las más bajas energía de activación (Tabla 1). inclusive a bajas temperaturas. (10) donde R es la constante universal de los gases (8. la presión. expresada en kJ mol -1 . implicando que un ag regado cristalino puede defor marse y fluir de distintas maneras según sea la magnitud del esfuerzo. relacionada a la enésima potencia del esfuerzo diferencial por la ecuación de Dorn: ε = C0 σn exp (-Q/RT) . Estructura de la Tierra). a pesar que su temperatur a es menor que la del manto . la parte superior del manto es mucho más rígida que la corteza inferior (Fig. propias de la corteza superior. 4. En síntesis.PROPIEDADES FÍSICAS DEL MAGMA 65 Figura 12. T es la temperatura absoluta. propias de la base de la corteza. Se puede observar que entre los megacristales ha quedado una delgada película de ma gma. El resultado de esto es que al aumentar . En la T abla 1 se dan los v alores de Q para dife rentes minerales. la ley exponencial de r eptación expresa que la tasa de defor mación varía con la potencia enésima del esfuerzo. Las rocas al estar compuestas por dife rentes minerales tienen un v alor de Q que de pende de la proporción de cada uno de ellos . que es uno de los minerales más abundantes. La ausencia de sismos en la corteza inferior se debe al bajo valor de Q de la plagioclasa. Esta constante también se la conoce como la entalpía (H) de acti vación del cr eep. que corresponde a la energía necesaria para iniciar la defor mación de la celda cristalina de cada uno de los minerales . Las rocas del manto. y de la temperatura. Concentración de megacristales de feldespato potásico como consecuencia del flujo en un granito. ricas en olivina (Q = 400-550 kJ mol-1) son las mas duras (= más competentes). biotita y cuarzo . excepto en las rocas de grano muy fino. El exponente del esfuerzo diferencial (n) es normalmente >1. C0 es una constante prácticamente independiente del esfuerzo.3144 x 10-3 kJ mol-1 °K-1 ). rica en plagioclasa. son más blandas (= menos competentes) que las rocas ricas en feldespatos ( Q = 200-250 kJ mol -1). la cual fluye con facilidad. que es muy difícil de expulsar por la g ran cantidad de energía que se requier e para ello. y con frecuencia se encuentra comprendido entre 1 < n < 5 (Tabla 1). Las rocas ricas en cuarzo(Q = 100-150 kJ mol-1). Debido a esta propiedad. Q es la energía de activación. 4 1.1 2.6 1. Los mecanismos por los cuales los minerales se deforman plásticamente tienen un amplio espectro de variación: migración de sitios v acantes de la red.2 3.4 3.5 ± 0.0 3. el flujo constante podría cesar llegando a ruptura.7 2.2 3.7 9.4 ± 0. Junto con el flujo puede haber fracturas.1 14. como por ejemplo es la recuper ación de las redes cristalinas. el esfuerzo se acorta el tiempo del endurecimiento de la deformaciónstrain ( hardening) y a menos que haya efectos secundarios que eviten el endur ecimiento. En estos casos se dice que el material se fatiga. De acuerdo con estas propiedades es muy difícil encontrar en las rocas.3 6.9 3.0 2. deformaciones enteramente plásticas.9 1.6 14.1 7.8 2. maclamiento y f ormación de planos kink. en escalas mesoscópicas.2 3. 1987).9 2.9 2.6 4.2 2.0 2.4 15. solución y recristalización etc .0 1.6 3.3 15. La .4 2.0 16.3 n Q kJ mol -1 102 167 149 123 184 160 134 167 163 106 139 137 219 260 356 210 418 427 528 ± 63 535 ± 33 533 ± 60 544 498 ± 38 444 ± 24 Sal (halita) Cuarcita (seca) Cuarcita (seca) Cuarcita (Seca) Cuarcita (seca) Cuarcita (húmeda) Cuarcita (húmeda) Cuarcita (húmeda) Granito (seco) Granito (seco) Granito (húmedo) Diorita cuarcífera Diabasa Diabasa Caliza Mármol Mármol Dunita (seca) Dunita (seca) Dunita (seca) Dunita (húmeda) Dunita (húmeda) Aplita 5.4 3. que se pueden deber a endurecimientos locales o cambios de fases que aceleran la tasa de deformación. difusión a lo larg o del contacto entre minerales .8 20.8 -0.9 25.7 3.2 Manto Dunita (seca) Corteza 15.2 1.6 3.0 3.6 2.5 ± 0.8 3.2 3.9 1.5 ± 0.0 4.5 4.3 2.2 Tabla 1: constantes experimentales que controlan la ley exponencial de reptación de la corteza y del manto (tomado de Allmendiguer.6 ± 0.66 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 Rocas Log10 C0 (GPa-n s -1) 16.5 11. descriptos en detalle por Ranalli (1987). la cual tiene una estrecha relación con el ascenso. que es sucedida por una def orma. de acuerdo con la siguiente ecuación: β= 1 V siendo ß el coeficiente de compr esibilidad isotérmica. la densidad aumenta a medida que dismin uye la temperatura y se incrementa la proporción de cristales en suspensión.3. Densidad Otra propiedad física del magma es la densidad. Comúnmente el magma tiene una densidad menor que la de la roca de caja. emplazamiento y el desar rollo de las estr ucturas inter nas de los cuer pos ígneos. Al principio. entre otros.3 x 10 -6 barias-1) para rocas completamente ( ) ∂P ∂V T . ción que es variable en el tiempo ( εt) y que luego se hace constante ( εt). se produce una deformación instantánea (ε0).PROPIEDADES FÍSICAS DEL MAGMA 67 . que aumenta con la profundidad. La densidad de los fundidos silícicos es de aproximadamente 2200 kg m -3 y la de los fundidos ultramáficos es de 3100 kg m 3 . ecuación (10) de Dorn sólo se refiere a uno de ellos.13 Pa -1 (= 1. a temperatura constante. Nicolas (1987). Las rocas que componen la base de la corteza tienen en promedio una densidad de aproximadamente 3000 kg m -3 y las de la superficie de 2400 kg m -3 (Fig.14). En t1 el material se fatiga y se fractura. Para un magma cuya composición no v aría. cuyos valores más frecuentes son 7 P a-1 (= 7 x 10 -5 barias-1) para magmas y de 0. La densidad del fundido disminuye con el incremento de los v olátiles disueltos. cuando se a plica un esfuerzo. 3. Este último tramo es la característica propia de la reptación. t t 0 O t0 t1 t Figura 13. en t0. La densidad de las rocas y de los fundidos varía con la presión. En la corteza las rocas están estratificadas de acuerdo con la densidad. Variación de la deformación con el tiempo en un típico proceso de eptación r de un agregado policristalino. generando esfuerzos diferenciales que promueven el ascenso del magma en la litósfera. P oirier (1985 y 1991). pero no es el objeto de este manual describir estos procesos en detalle . y es similar a la del producto cristalizado cerca de la superficie .6 km de profundidad el -6 magma se comprimirá 7 x 10 % y por lo tanto el piso de una cámara magmática vertical de 2. el fundido riolítico tiene una densidad superior en aproximadamente 13% respecto al mismo fundido en la superficie. que es equivalente a la de la base de la corteza.68 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 cristalizadas. km densidades hipotØticas de las rocas de la corteza y e l m anto en funci n de la profundidad 20 co rte z a 30 m an to densidad m edia de las rocas de la corteza y el m anto 40 50 2400 2600 2800 d e ns ida d . Para una presión determinada la adición de 3% de agua a un fundido riolítico según Lange y Carmichael (1990) disminuye la densidad en un . 1990) es de 100 kg-3m (Fig. En la Fig 15 se observa como la densidad de fundidos con la composición de ug andita y de riolita peralcalina aumenta linearmente con la presión (Lange y Carmichael. 1990). La compresibilidad del magma es tan baja que comúnmente se lo considera como incompresible para los cálculos del flujo a través de un conducto y debido a esta propiedad tampoco se incluyen los cambios de temperatura adiabáticos. y a partir de los 30 km de profundidad corresponde al manto. Para una presión confinante de 500 MPa (= 5 kb) y una temperatura de 1200°C la variación de densidad entre el fundido anhidro y el fundido con 5% de agua disuelta (Lange y Carmichael. disminuye con el contenido de agua disuelta. según Corry (1988). La densidad de un fundido riolítico peralcalino . A 1500 MPa (=15 0 zona don de la flotabilida des cero 10 densidad asum ida del m agm a: 2500 – 10 kg/m 3 p ro fun d id a d . El agua disuelta en el magma disminuye su densidad. En línea recta escalonada se da la variación hipotética de las densidades de las rocas de la corteza. La línea de guiones larg os con puntos corresponde a una densidad promedio. kg /m 3 3000 3200 3400 Figura 14: Variación de la densidad con la pr ofundidad en la parte superior de la litósf era. Esto significa que en los niveles superiores de la corteza cada 2.6 km de profundidad tendrá una densidad apenas ma yor que en el tec ho. 16). La doble línea de guiones horizontal indica la zona donde la flotabilidad tiende a cero para un magma con densidad de 2500 ± 10 kg-3 m . kb) de presión. a una misma presión y temperatura. A 20 kb (= 2 GPa) la densidad del fundido riolítico equivale a la de la roca sólida.0 x 10 -5 °K -1. pudiendo ser menor en aquellos casos en que el magma llega a su residencia final conte3.7 Densidad (g r/cm 3) 2. La densidad también varía con la temperatura de acuerdo con la siguiente ecuación: α= 1 V ∂V siendo α el coeficiente de expansión tér mica.1 ( ) ∂T (12) P U ga ndita D ensida d (gr/cm3) 3.5 2. y por su menor densidad se acumulan en las cúpulas de los cuerpos ígneos.8 2 . 2000). Variación de la densidad con la presión de un fundido con composición de ug andita y de un fundido con composición de riolita peralcalina. Asimismo. con las partes más ricas en a gua en los ni veles superiores. Según Lange y Carmichael (1990).4 2. Para un fundido riolítico a 900°C la densidad calculada a 1 baria de presiónaría v casi linearmente entre 2300 kg m-3 para 0 % de agua disuelta y 2100 kg m-3 para 7 % de agua disuelta (Spera. a presión constante Su v alor más frecuente es de 3.5% (Fig.9 2.3 2.2 R iolita p eralca lin a 0 5 10 15 Presi n (kiloba rias) 20 25 Figura 15. Esta variación en la densidad promueve la estratificación de las cámaras magmáticas.0 2.7 2.6 2.2 3. 16). . los diferenciados finales de un magma granítico son los que concentran la mayor parte del agua disuelta. El cambio de densidad que se produce cuando un magma cristaliza no supera el 10 % de su volumen.6 2.PROPIEDADES FÍSICAS DEL MAGMA 69 2. En estos cuerpos ígneos la presencia de diques sin-magmáticos es poco frecuente. formando los diques sin-magmáticos y las segregaciones miarolíticas tanto de relleno como gaseosas. En los casos en que la roca de caja de la cámara magmática tiene un comportamiento elástico.6 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 D en sidad (gr/cm 3) 2.1 g/cm3 respecto del fundido anhidro . En las Sier ras de San Luis. En consecuencia reemplazan a los minerales existentes en extensiones de v arios metros a decenas de metros . la disminución del volumen de la cámara origina dentro de ella fuertes tensiones internas. Estos fenómenos son muy comunes en los cuer pos ígneos contemporáneos con una defor mación o con un metamorfismo. las leucotonalitas y leucog ranodioritas. niendo una fracción cristalina relativamente elevada. (1996). es decir que no se cierra a medida que dismin uye el volumen. Por esta razón. Para una presión determinada el fundido con 5% de agua disuelta tiene una densidad menor en 0. La disminución del volumen tiene suma importancia en la ubicación de los diferenciados magmáticos finales. no permitiendo el desarrollo de grietas de extensión en el interior del cuerpo magmático. cediendo ante esfuerzos muy pequeños. Cuando la roca de caja del cuerpo magmático tiene un comportamiento dúctil. pr oduciéndose una especie de “g ranitización” que tr ansforma las leucotonalitas y leucogranodioritas en granitos muscovíticos ricos en microclino. al contraerse el magma durante la cristalización. Las fracturas producidas en el interior de la cámara magmática por los esfuerzos tensionales son rellenadas rápidamente por las partes más diferenciadas del mismo magma.70 2. En estos casos las parcelas de magma más dife renciadas y más ricas en volátiles no pueden acomodarse en las fracturas.5 2. Variación de la densidad con la presión de un fundido con la composición de una riolita peralcalina con distintos porcentaje de agua disuelta.2 2.3 2.4 2. fueron parcialmente reemplazadas por los diferenciados tar dío. consideradas como sin-cinemáticos por Llambías et al.1 R io lita P eralcalina H 2O (% en peso) 0 1 3 5 1200 C 0 5 10 15 20 P resi n (kiloba rias) 25 Figura 16. Esto se de be al elevado módulo de Y oung de las r ocas silicáticas y a la elevada resistencia a la ruptura. Según Lange y Carmichael (1990). . su resistencia es muy débil. Esto se debe a que la caja no colapsa. la caja cede y colapsa. las cuales a su vez se subdividen en diferentes capas de menor jerarquía. 4. las cuales son dependientes de las propiedades reológicas y de los materiales que la constituyen (Fig. el manto superior por silicatos con óxidos subordinados y la corteza por silicatos. Estructura de la Tierra con las discontinuidades más importantes. el manto inf erior está compuesto principalmente por óxidos.1. donde las fases minerales pasan a las estructuras tipo perovskita. con aumento de la densidad. A le a 5 2 0 0 km c io n es d e h ie r ro x id o s S lid o . C o rteza M a n to su p erior 660 km 1300 C a n a te ) = p e ro v s k i ta + p e l o (– g r e ri c l a s e sp in a L it sfera A sten sfera M a n to in ferior 2 9 0 0 km N œc le o ex terio r L qu id o S lid o N œc le o in terio r Figura 1 . 1). Para ma yor detalles v eáse el te xto. El núc leo está constituido por aleaciones ricas en hier ro. manto. Las tres primeras se subdi viden de acuerdo con su composición y con sus características sismológicas . Estructura interna de la tierra La Tierra está constituida por cuatro capas concéntricas denominadas núcleo. La separación entre el manto superior y el inferior se encuentra a los 660 km. corteza y atmósfera.CAPÍTULO 4 Estructura de la Tier ra En este capítulo se dará una breve descripción sobre la estructura interna de la Tierra. En la segunda parte del mismo se tratará más extensamente las características de la litósfera y el rol de las rocas ígneas en su constitución. La atmósfera es la envoltura gaseosa que rodea la Tierra y no se la describe en estos apuntes. 2. . V s (km /s) y ρ (g/cm ) 12 10 8 6 4 2 0 Vp ρ Vp 3 Vs ρ M anto inferior 2000 Nœ cleo externo Nœ cleo interno Vs 4000 profundidad 6000 km Figura 2. 2) tér micos. y de cizalla (Vs). Los dife rentes modelos pr opuestos par a describir la estr uctura inter na de la Tier ra se fundametan de acuerdo con las fuentes de inf ormación y los más impor tantes son: 1) sismológicos. tier según el modelo de referencia preliminar de la Tierra. basados en la distancia recor rida por las ondas sísmicas y el tiempo empleado. Los modelos de estr uctura interna de la Tierra más conocidos y que ma yor aceptación tienen son los sismológicos . La velocidad de las ondas sísmicas depende. las ondas de cizalla se denominas ondas-S porque llegan en segundo lugar. de acuerdo a Dziewonsky y Anderson (1981). cuy o conocimiento ha aumentado considerablemente debido al desarrollo de equipos que reproducen condiciones de muy alta presión. establecido por Dziewonsky y Anderson (1981) es el más aceptado para identificar e interpretar las discontinuidades halladas en el interior de la Tierra. de la temperatura y del módulo elástico del medio que atraviesan. Los cambios de las fases minerales son abruptos y por esta razón pueden ser detectados con bastante precisión. y de la densidad en el interior de la ra. Entre ellos el modelo denominado PREM (Preliminar y R eference Earth Model). basados en la distribución del calor y en la transfe rencia del mismo. Las ondas compresionales también se denominan ondas-P porque son las primeras en llegar a la superficie. La densidad de las rocas tiene una gran incidencia en la velocidad de las ondas y a medida que aumenta la presión con la profundidad las fases minerales tienen celdas con empaquetamientos más densos. 3) mineralógicos . Las velocidades de las ondas sísmicas que llegan primero (ondas-P o compresionales) y las que llegan en segundo lugar (ondas-S o de cizalla) y su relación con la densidad y la profundidad de la Tierra se ilustran en la Fig. de más de 3 GP a.72 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 La estructura del interior de la Tierra se conoce a partir de la información que proveen las ondas sísmicas que atraviesan el interior de la misma y arriban a la superficie. discontinuidad de los 440 km discontinuidad de los 660 km V p. La información se obtiene analizando los tiempos de llegada de las ondas y de sus respectivas velocidades. de la densidad. que se basan en los cambios de composición y estr ucturas de los minerales . entre otras variables. Variación de las ondas sísmicas compresionales (Vp). Se ha comprobado que en el núcleo exterior no se transmiten las ondas sísmicas. La presión en el centro de la Tier ra se calcula que es de alrededor de 365 GPa (=3. asociado a la mala conducción eléctrica del manto. cuyo espesor es de 2265 km. mientras que en el límite con el manto es de a proximadamente 142 GPa (=1. es la capa que se encuentra entre la cor teza y el núcleo.y Romanowicz. Se cree que el flujo de calor que se desplaza desde el núcleo hacia el manto es muy elevado y que las reacciones químicas entre los óxidos del manto y las aleaciones de hierro del núcleo son muy activas debido al dife rente compor tamiento del o xígeno. sólido. El resto del manto es totalmente cristalino . mientras que la del límite con el manto estaría comprendida entre 3500 y 4500 °K (J eanloz. ya que se pasa de 5800 kg m -3 en el manto a 9600 kg m -3 en el núcleo exterior. El núcleo exterior. 1997).1. También se ha comprobado que el núcleo rota 2 ± 1 g rados más rápido que la Tierra y que su eje esta inclinado unos 10 grados respecto al eje de rotación de la misma. 4. A esta porción del manto se la denomina astenósfera.2. Está subdividido en un núcleo interior. es el que produciría el campo g eomagnético de la Tierra. a la corteza. En el núcleo el oxígeno se comporta como otro metal. Su parte superior contiene parcelas de rocas fundidas y por lo tanto no se la consider a totalmente cristalina. para formar con ellos diversos tipos de aleaciones. cuy o espesor es de 2890 km. Se ha estimado que la temper atura del centro del núcleo estaría entre 5000 y 6000 °K. El límite entre la astenósfera y la litósfera térmica se encuentra a los 1280 °C. que se asume que es líquido. que hacia arriba pasa a la litósfera térmica.ESTRUCTURA DE LA TIERRA 73 4. como se . y se cree que estaría constituido por dif erentes aleaciones de este elemento . que son compuestos malos conductores de la electricidad y del calor (Jeanloz y Romanowicz. En la zona límite entre el manto y el núcleo podría existir un cambio abrupto en la densidad de los materiales. pero incluye.4 x 10 6 atmósferas). La composición del núc leo es homologable con la de un meteorito de hier ro. se le asigna un incremento de 3800 kg m-3. por lo cual se infiere que puede ser líquido . En el modelo PREM. daría lugar a la formación de fuerte gradientes de temperatura y de composición que favorecerían el desarrollo de las corrientes convectivas del manto. que es la temperatura del solidus de las rocas ultramáficas . con un espesor de 1220 km y unnúcleo exterior. En la actualidad se asigna una singular impor tancia a este fenómeno y se piensa que podría influir en la magnitud y en la dinámica de la tectónica de placas .1. además. La densidad del núcleo interior es de alrededor de 13000 kg m -3. Esta diferencia se atribuye a la mayor densidad de los enlaces de las estructuras cristalinas de los minerales y a un mayor contenido en hier ro. que se registra en el límite núcleo-manto. el cual está constituido principalmente por óxidos. Este comportamiento es el que provoca las variaciones en la polaridad del campo magnético terrestre (Jeanloz y Romanowicz. uniéndose con el hierro y con otros elementos. Este compor tamiento tan diferente. Núcleo El núcleo es la parte más interna de la Tierra que tiene un radio de 3485 km. 1997).1.6 x 106 atmósferas). Esta es una característica que lo diferencia del manto. En el manto el oxígeno está unido a los metales for mando los óxidos. 1997). posee celdas convectivas cuyo movimiento. pero. El resultado de esta unión es que el núcleo es altamente conductor. Manto El manto. que también integra el manto. que es otra diferencia importante respecto del manto. En g eneral la composición pr omedio. como p. de acuerdo con la siguiente reacción: . puede fluir si los esfuerzos se aplican en periodos de tiempo en escala geológica. las fases minerales cambian a estructuras con empaquetamientos más densos. 1984). que tienen una estr uctura similar a las del ClNa. y pobre en aluminio. Con respecto a los polimorfos de la sílice. Como consecuencia del aumento de la presión con la profundidad. basados en la presencia de v arias fases minerales que incluyen a los piro xenos. Los otr os óxidos. Se considera que a una presión de 13 GP a el ortopiroxeno pasaría a una fase mineral con una estructura del tipo g ranate. La stisho vita es el polimorf o de alta densidad (4300 kg m -3) que podría encontrarse en rocas for madas a par tir de los 16 GP a (480 km de profundidad). El sector de primido del manto . tiene un amplio rango de v ariación de bido al g ran espectr o composicional de este g rupo de miner ales. La composición química del manto superior es rica en magnesio y en hier ro. Los basaltos de las dorsales oceánicas (MORB) son rocas que tienen características químicas que sugieren su origen en el manto de primido. En muchos de los modelos reológicos o sísmicos que fueron empleados para explicar el comportamiento del manto. Se atribuye a algunos basaltos de islas oceánicas (OIB) un orig en en el manto enriquecido. sodio y potasio .74 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 verá más adelante. Na 2O y K 2O se encuentran en m uy pequeña proporción. la coesita aparece en las rocas eclogíticas formadas a presiones mayores a los 2 Gpa. son más complejos y la información existente no es tan completa. Al2O3: 3-5%. donde la presión alcanzó los 5. 1998). Los granates magnesianos (piropo) son los que se for man a partir de 1 GPa (= 10 kb 30 km). espinelo. Estos fluidos tendría su origen en el metamorfismo progrado y la consecuente deshidratación de las rocas de la loza oceánica subductada. El manto enriquecido es el que posee una concentración mayor de elementos incompatibles respecto a la composición de los basaltos medio-oceánicos (MORB). Ringw ood (1966) denominó a esta asociación de minerales como pirolita. que son los que migran preferentemente hacia el fundido. en particular para explicar las discontin uidades sísmicas. 144Nd/142Nd y 206Pb/204Pb. 6) . Estos elementos fueron sustraídos durante los procesos de fusión parcial y posterior ascenso del material fundido. El manto superior está compuesto principalmente por oli vina (Fo89) y en menor cantidad por piro xenos y g ranates. se ha incluido solamente a la olivina como el único mineral constituyente. FeO: 6-8%. También se encuentra coesita en los esquistos azules de alta presión de los Alpes Occidentales (Chopin. se encuentra comprendida entre los siguientes r angos: SiO 2 : 46-50%. las del tipo granate. Otros modelos. que se caracteriza por tener bajas r elaciones iniciales de 87 Sr/86Sr. calcio. Se dice que el manto tiene una composición deprimida cuando es deficiente en elementos trazas incompatibles. MgO: 36-38%. que se denomina majorita (Fig. Sin embargo. existiendo una continua variación entre el piropo y el almandino. en los últimos años en la formulación de nuevos modelos se ha vuelto a reflotar el concepto de pirolita (Irifune e Isshiki. CaO: 2-3%. pero vskita o magnesio wüstita. Los granates de hierro (almandino) son estables a presiones menores. se encuentra en los niveles inferiores del mismo y ascendería hasta las pro ximidades de la litósfera por medio de las cor rientes convectivas (Fig. El campo de estabilidad de los granates respecto a la presión y la temperatura. 3). término que aún mantiene vigencia para los modelos en los cuales se asume esta composición. expresada en % de óxidos. en general inferior a 1%. Este hecho surgió de la abundante información obtenida experimentalmente sobre el comportamiento de la oli vina a distintas pr esiones y temperaturas. causando la pro gresiva liberación de los v olátiles. ilmenita. ej. El origen de este enriquecimiento se debería al metasomatismo causado por los f luidos que mig ran de un lug ar a otro.6 GP a. siendo las más características y mejor definidas las que se encuentr an a los 410 km y a los 660 km de profundidad. . que alcanzan hasta 400 km de profundidad. F e) S i] IV S i 3 O ) 1 2 ρ = 3 3 50 kg m -3 ρ = 3 6 00 kg m -3 Sin embarg o. la for mación de la majorita también puede estar controlada por la interacción de la oli vina con el or topiroxeno. En este sentido las celdas convectivas podrían abarcar la totalidad del manto o podrían estar restringidas al manto inferior. La subdivisión en manto superior e inferior. 1 indica el abovedamiento de la corteza causado por delaminación. Las car acterísticas del manto enriquecido y de primido se explican en el te xto. Corte transversal esquemático de la corteza y del manto mostrando la subducción de una placa oceánica. En el manto se desarrollarían corrientes convectivas que fluyen desde el límite con el núcleo hasta la parte superior del manto (Figs . La capa comprendida entr e las discontinuidades de 410 y 660 km a veces se la denomina manto transicional.Asimismo. OIB = basalto de islas oceánicas. per mitiendo de esta manera la for mación de celdas convectivas.ESTRUCTURA DE LA TIERRA V I (M g . 75 3 o rto p iro x e no F e) 2 S iO IV ⇒ 410 km V III (M g . que se produce cuando al envejecerse la corteza adquiere densidades suficientemente altas como para desprenderse y hundirse en el manto . MORB = basalto de dorsales oceánicas. como se explicará más adelante . 2 muestra las raíces profundas de los escudos Arcaicos . F e) 2 V III [(M m a jorita g . El resultado de este proceso es que la resistencia de las rocas que están sometidas a esfuerzos diferenciales durante largos períodos de tiempo. son tan bajas (tasa de deformación de alrededor de 1 x 10-18 s-1) que pueden fluir ante esfuerzos constantes m uy pequeños. fenómeno que se produce en escalas de tiempo del orden de los 10 8 a 10 10 Ma. Esta última discontinuidad se utiliza para subdividir el manto en manto inferior y manto superior . la fragmentación de la loza subductada y su hundimiento en el manto inf erior. 3 y 4). ha puesto en dudas el funcionamiento de la extensión de las celdas convectivas. Algunos de estos cambios de fases pueden ser los responsables de las discontinuidades internas del manto. se asume que estas cor rientes convectivas transportan calor desde la base del manto hacia los niveles superiores del mismo. Debajo de la dorsal oceánica se ha dibujado una pluma que transporta convectivamente calor. Otra alternativa es que haya P la ca o c e Æn i c a isla o ceÆn ica P la ca A rc o ma gm Æ tico c on ti n e n ta l E scudo Pre cÆ m brico d ors a l o ce Æ n ic a M ORB O IB 1 M a n to d isc o n tin u id a d d e M o h o rov ic ic 1 30 0 C p lum a tØrm ic a e n ri 130 0 a n t o e n riq C ue c M qu id 2 o ec i do M an to dep rim id o ? c e ld a s c o nv e c tiv a s M a nto d e prim ido Figura 3. También están representadas las celdas con vectivas que dan origen a las dorsales oceánicas y a la separación de las placas. aumentando la posibilidad que existan un solo sistema de corrientes convectivas en el manto en el Fanerozoico. detectados por geofísica por su menor temperatura. De acuerdo con esta comprobación. los minerales que están ascendiendo con la corriente convectiva cambiarían de fase y continuarían ascendiendo con sus nuevas estructuras.76 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 celdas convectivas independientes en el manto inferior y en el superior (Fig . Condie (1998) postula que a medida que se enfría la Tier ra la discontinuidad de los 660 km que separa el manto inferior del superior puede ser atravesada con mayor facilidad. No obstante. que no se habría contaminado con los productos diferenciados del manto superior y de la corteza. De esta manera. los procesos de subducción. aún no se puede concluir si las celdas convectivas del manto están restringidas a un solo sistema que ocupa la totalidad de su espesor o si existen dos niveles diferentes de celdas convectivas que se ubican en el manto inferior y superior respectivamente. En a las celdas con vectivas están restringidas al manto inferior y al superior. Sin embargo. 4). no se puede comprender como se mantiene dicha discontinuidad. Una isoterm a de 1300 C corteza m anto superior m anto superior corteza m anto inferior m anto inferior 2900 km cl e o nœ 2900 km c le o nœ a b Figura 4. sobre la base de métodos g eofísicos de tomografía global (van der Hillst et al. Posibles modelos de celdas con vectivas en el manto . En este último caso en el manto habría una estratificación composicional y térmica bien definida (Hofmann. donde el manto inferior tendría una composición muy primitiva.1997) se ha podido comprobar que las lozas oceánicas subductadas. De ser así. 1997). a la presión cor respondiente a la de la discontin uidad. las corrientes convectivas atravesarían la discontinuidad que separa el manto inferior del superior. descenderían hasta la base del manto . . casi en el límite con el núcleo . Enb las celdas convectivas atraviesan el límite entre el manto inferior y superior. En síntesis. Los minerales más a bundantes son oli vina F o89 (37-51%). estarían limitadas al manto superior. En la actualidad la mayoría de los in vestigadores piensan que las celdas con vectivas afectan en for ma integ ral al manto. or topiroxeno (26-34%). lo cual podría sug erir que la v elocidad ha sido más alta que la de la disipación térmica. posibilidad es que la velocidad de las corrientes convectivas sea menor que la velocidad con la cual se transforman las fases minerales y por lo tanto . El manto superior está comprendido entre la corteza y la discontinuidad sísmica de los 660 km. y también las raíces de las plumas térmicas. Para una mayor explicación véase el texto. debemos señalar que los bloques de loza que se hunden no ha brían alcanzado el equilibrio tér mico. 5 GP a ( 410 km) y con la estr uctura de granate (Fig.. o wadsellita.Fe)2SiO4.β S iO 4 M g 2 . 1996). En el manto superior se originan la mayor parte de los fundidos magmáticos que llegan hasta la corteza. que es 7. La tomografía sísmica del manto superior ha podido comprobar que es heterogéneo lateralmen- 20 P re s i n (G P a) 18 16 14 12 S iO 4 M g 2 . donde la olivina.ESTRUCTURA DE LA TIERRA 77 clinopiroxeno (12-17%) y granate (10-14%). que es un mineral estable a P > 13.5% más densa que la de α-olivina. cuya densidad es de 3300 kg m -3. La fase ß o wasdleyita tiene una 4 estructura intermedia entre la del espinelo (rómbico seudocúbico) y la de la olivina (rómbica). Diagrama presión . y tiene una densidad de 3550 kg m -3 . aumentando su capacidad de disolución con la presión. En menor proporción se encontrarían algunos minerales como anfíboles (Smith et al. Este cambio de fases ha sido interpretado como el responsable de la discontinuidad sísmica de los 410 km (Helffrich y Wood.Si]2 Si 3O12). 6). de modo que cuando comienza la fusión el a gua pasaría casi enteramente al fundido. El resultado es que la oli vina se enriquecería en hierro par a f ormar una f ase tipo majorita rica en hier ro (Mg 3 [Fe. cuya importancia es la de poseer agua en su composición y por lo tanto contribuir a la disminución del punto de fusión.γ estructura de espinelo ringw oodita w adsleyite S iO 4 M g 2 . El cambio de fases más importante en el manto superior se registra a alrededor de los 410 km de profundidad (13-14 GP a). causado por la interacción entr e la oli vina y los piro xenos. 5) y presión con una estr uctura transicional entre la del espinelo (rómbica cúbica) y la de la olivina (rómbica).α olivina 600 1000 1400 Tem pe ratu ra (K ) Figura 5. Sin embargo.ß. . No obstante el H es un elemento muy móvil. (1996) han comprobado que a altas presiones el agua puede ser disuelta en las diversas fases de la oli vina: α . pasa a una fase de alta temperatura (Fig . Esta fase se denomina ß-olivina. con un coeficiente de par tición muy favorable al fundido. denominada α-olivina para distinguirla de las otras estr ucturas. sino que también implicaría un cambio en la composición. recientemente Irifune e Isshiki (1998) han propuesto que la discontinuidad de los ~ 410 km no correspondería a un simple cambio de fases mineralógicas. Litológicamente el manto superior está caracterizado por asociaciones de rocas ultramáficas mezcladas con lentes de rocas máficas y de eclogitas.temperatura donde se muestran los polimorfos de SiO Mg2. 1994) y flogopita. Recientemente Kohlstedt et al.γ-(Mg.Al. por lo cual el agua no podría encontrarse libre en el manto . Las rocas de este manto enriquecido son fértiles con respecto a su capacidad para producir magmas.presión que muestra los campos de estabilidad del compuesto SiO3Mg puro. Las causas de esta variación se atribuyen principalmente a la presencia de distintas proporciones de magma. Esta característica. SiO 3 M g c on e struc tu ra de Pero vskita (1 0 . donde se grafican las velocidades de llegada de las ondas sísmicas.Fe)O. permite el desarrollo de corrientes convectivas en el manto superior. ρ ≈ 3600-3700 kg m -3 . Entre paréntesis se dan las v elocidades promedio de las ondas-P . Según Anderson (1987).78 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 te.ej. De acuerdo con Anderson (1992) hasta los 300 km de profundidad las anomalías en las velocidades de las ondas sísmicas se correlacionan con la tectónica. La viscosidad del manto superior se ha estimado en 10 20 . M ajorita SiO 3 M g con e struc tu ra de g rana te (9 km /s) Te m pe ra tura ( C ) 2200 2000 1800 1600 1400 1200 16 18 Piroxeno (8. ρ = 4108 kg m -3 y magnesiowüstita: (Mg. El Manto inferior se extiende entre la discontinuidad sísmica de los 660 km y el límite con el núcleo. caracterizada por una mayor concentración de los elementos incompatibles.1 km /s) P re si n (G p a ) 20 22 Figura 6. apoyando la hipótesis que estas estar rocas pueden fluir aun hasta en los niveles superiores del manto . a la separación y coalescencia del fundido y/o también a la orientación preferencial de los minerales. Son frecuentes en los complejos ofiolíticos la presencia de numer osos cuer pos de peridotitas def ormados dúctilmente. Está compuesto principalmente por pero vskita: (Mg . se pueden encontrar reservorios con distintos grados de enriquecimiento y distintos grados de fertilidad. a diferencia de lo que sucede en los niveles superiores de la corteza.2 km /s) γ-esp in elo + stis hov ita (10. Debido a la heterogeneidad en la composición del manto superior . por cual su variación lateral también puede ser explicada por los procesos tectónicos que modelan la estr uctura de la corteza y la parte superior del manto . 1996). que aumentan con la densidad de los minerales y dismin uye con la temperatura. En algunos sectores del manto superior predomina una composición enriquecida. una gran parte de los basaltos de meseta continentales se habrían formado a partir de reservorios de manto enriquecido que sub yace a la corteza.10 22 Pa s.Fe)SiO3. Recientemente se ha comprobado que la presencia de muy pequeñas cantidades de fundido reducen la resistencia a la reptación (creep) de hasta un orden de ma gnitud (Kohlstedt y Zimmerman. Así p.3 km /s) SiO 3 M g con e struc tu ra de ilm e nita (10.5 km /s) 2400 L quido 24 . donde pequeñas cantidades de líquido no inf luyen en el v alor de esa resistencia. a cambios composicionales causados por diferentes grados de fusión que han dejado residuos de diversas composiciones. Diagrama temperatura .1 km /s ) β-esp in elo + stis hov ita (10. sumada a tasas de defor mación muy lentas. El registro de estas variaciones se confeccionan a través de mapas de anomalías. Las ondas que atraviesan la parte superior del manto tienen una velocidad de alrededor de 8. mientras que en la base de la corteza tienen valores promedio de 7. La corteza oceánica ocupa el 65% de la superficie de la Tierra. La base de la cor teza está compuesta por rocas máficas con proporciones v ariables de plagioclasa cálcica. 5 km y está constituida por sedimentos .Fe)VISiO3 perovskita VIII-XIII + (Mg. con escasa proporción de plagioclasa. La capa 2 tiene 1.1. mayormente alterados. potasio y es más pobre en magnesio y hier ro que el manto. su origen podría deberse a un cambio de fase en los minerales y a variaciones en la temperatura y en la composición (Condie.Fe)O magnesiowüstita VI (Mg. que es un límite bien definido . rocas máficas metamorfizadas y posiblemente cum ulatos peridotíticos. pero en promedio se estima que tiene entre 30 y 35 km. 1997). 2 y 3. pero todavía la naturaleza de la misma y su importancia en la dinámica del manto es especulativa. época en la que comenzó el supercontinente de Gondwana a desmembrarse. sodio. A este sector se lo denomina capa “D” y poco es lo que se conoce acerca de la misma.Fe)2IVSiO4 γ -olivina VI ⇒ 660 km VIII-XIII (Mg. Su base está separada del manto por la discontin uidad de Mohoro vicic. se ha reconocido una capa donde las ondas sísmicas poseen baja velocidad.Fe)2IVSiO3 ortopiroxeno ⇒ 660 km (Mg. La capa 3 tiene 6 km de espesor está compuesta por gabros. Esta variación en las densidades de las rocas también está acompañada por una v ariación de la composición química de las mismas (T abla 1). Sin embargo.3. La olivina que está presente es la fase γ -olivina (con estructura tipo espinelo. El espesor de la corteza oceánica es de aproximadamente 8 km y está cubierta por 4 km de agua. Su composición y estr uctura es muy irregular.2 km s-1. Está compuesta por tres capas sísmicas que de arriba hacia abajo se denominan capas 1. y la densidad promedio de ellas es de 3000 kg m -3. Esta abrupta diferencia en la magnitud de la velocidad de las ondas sísmicas indica un cambio brusco en las densidades de las rocas. cuyo espesor aumenta en las inmediaciones de los continentes . donde cambian bruscamente las v elocidades de las ondas sísmicas compresionales (ondas-P). diques. Corteza La corteza es la capa más externa de la parte sólida de la Tierra. La corteza continental tiene espesores variables. La ca pa 1 tiene un espesor pr omedio de 0. Las reacciones más características en la discontinuidad de los 660 km son las siguientes: VI (Mg.5 km de espesor y está constituida por basaltos. 4. donde tanto la oli vina como el or topiroxeno pasan a fases con estr uctura tipo pero vskita y magnesiowüstita. La cor teza es más rica en aluminio. aproximadamente a 100-300 km por encima del límite manto-núcleo . Se considera que esta capa “D” puede tener influencia en la formación de las plumas desarrolladas en el manto. La parte superior del manto está constituida por rocas ultramáficas.Fe)VISiO3 perovskita En la porción más profunda del manto inferior. La corteza se divide en corteza oceánica y corteza continental. Las rocas más antiguas de la corteza tienen una edad de alrededor de 150 Ma.ESTRUCTURA DE LA TIERRA 79 La discontinuidad de los 660 km ha sido interpretada como un importante cambio de fases. con densidades promedio de 3300 kg m -3. que se for ma a par tir de los 500 km de profundidad. ρ ≈ 3900 kg m -3). variando notablemente entre los distin- .0 km s -1. 9 1.80 8.1 0.1 3.5 0.9 3.1 0.4 0.2 20 10.2 2.65 3.6 0.7 1.82 2.4 3.2 2.11 4.6 8.2 11 22 131 119 25 51 24 73 16 58 325 20 123 12 2.5 15.8 2.6 5.1 3.1 5.8 0.9 3.5 0.9 0.1 3.1 7.7 27 5.3 259 8 20 2.58 3.6 0.8 0.3 6.2 1.35 4.6 0.6 66. media y superior se gún Rudnick y Fountain (1995) y de la composición g lobal de la corteza según diversos autores CORTEZA COMPOSICION GLOBAL DE LA CORTEZA superior Rudnick y Fountain (1995) 59.18 18 16 98 126 24 56 25 65 15 78 333 24 203 19 3.41 4 0.6 11 2.7 0.5 6.3 0.18 5.78 2.8 0.7 5.4 584 30 60 6.2 0.9 1.6 15.8 6.5 0.0 0.9 1.6 0.3 2.76 2.48 3.2 4.3 0.5 0.1 9.70 1.5 0.5 4.6 3.7 15.6 1.56 3.1 1.2 3.4 3.88 0.1 1.6 390 18 42 5 20 3.7 15.5 0.1 14.4 0.7 15.10 3.2 2 0.7 0.08 2.42 Taylor y McLennan (1985) 57.80 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 Tabla 1.1 0.5 1.5 3.0 0.0 0.2 60.9 9.68 1. Estimación de la corteza inferior.4 6.1 2 0.2 0.1 0.4 20 11 60 35 10 20 25 71 17 112 350 22 190 25 5.4 2.8 2.3 2.7 2.5 0.50 1.33 3.2 3.58 µW/m-2 Wedephol (1995) 61.64 3.01 0.6 0.8 16.25 1.4 5.1 26 4.4 0.8 .2 0.9 16 3.3 1.1 6 31 196 215 38 88 26 78 13 11 348 16 68 5 0.2 2.1 12.1 3.3 4.6 4.9 15.8 2.6 550 30 64 7.8 1.3 0.3 7.1 13 30 230 185 29 105 75 80 18 32 260 20 100 11 1 250 16 33 3.4 1.32 5.4 402 17 45 5.4 0.2 4.25 µW/m-2 inferior media SiO2 TiO2 Al2O3 FeOt MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 Li Sc V Cr Co Ni Cu Zn Ga Rb Sr Y Zr Nb Cs Ba La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Yb Lu Hf Ta Pb Th U Producción de calor 52.3 0.3 3 1 8 3.2 1.1 7 22 118 83 25 33 20 70 17 62 281 22 125 8 2.9 0.8 24 4. En otros modelos. en la platafor ma submarina fr ente a las costas de Galicia (Fig. En estos lugares de transición se ha comprobado que en la base de la corteza la velocidades de las ondas sísmicas tienen hasta 7.ESTRUCTURA DE LA TIERRA 81 tos ambientes tectónicos: escudos. hasta 70-80 km en zonas de subducción (Altiplano en los Andes Centrales) y en zonas colisionales (Himalayas). con una zona de transición entre ambas (Figura 8). se corresponden con rocas de densidades intermedias entre las del manto y las de la cor teza. rifts y otros. la rápida dismin ución de la presión. magnitud mayor que el promedio de la base de la corteza. desde una decena de kilómetros. se puede concluir que la acti vidad ígnea de pendería de la v elocidad con que se abre el rift. Sólo en algunos casos pierde su identidad. 7) o al sureste de Terranova (Bown y White 1995). Tiene una composición silícica en la parte superior y mayormente máfica en la parte inferior. Reologicamente se la divide en corteza superior. ej. La existencia de margenes continentales tipo rift con espesores de corteza de un par de kilómetros sin actividad ígnea es un f enómeno que es difícil de comprender . La discontinuidad de Mohorovicic. e vitándose así la f ormación de magma.. es suficientemente lenta como par a per mitir que la disipación tér mica manteng a un g radiente g eotérmico bajo. como se ha comprobado en la cor teza oceánica o en algunos bor des de margenes continentales pasivos. La ausencia de actividad magmática asociada a estos bordes pasivos resulta inexplicable cuando se lo relaciona con los espesores tan delgados de la corteza. El espesor de la corteza es variable. opuestos al anterior. o simplemente Moho. en consecuencia. En estos sitios las velocidades de las ondas-P están comprendidas entre 7. se encuentra representada en todo el planeta. Uno de los modelos postula que el rift se f orma casi en for ma instantánea. no se alcanzan las condiciones necesarias para producir la fusión de las rocas. En estos lugares. En estos lug ares la temperatura de la base de la cor teza puede llegar hasta los 850-1000°C. relacionando la v elocidad del adelg azamiento cortical con la v elocidad de la disipación tér mica. que estaría asociada a un elevado gradiente térmico. La ausencia de acti vidad magmática favorecería la hipótesis que las velocidades anómalas de la base de la cor teza corresponderían a serpentinitas. desacoplando mecánicamente los niveles que se hallan por encima.la hidratación del manto para f ormar las serpentinitas . De acuerdo con ambos modelos . dúctil. como p . hubiera permitido la fusión de los materiales y el desar rollo de rocas ma gmáticas.9 km s -1 . y coinciden con la transición entre la corteza continental y la oceánica. en los rifts (oceánicos y continentales) y probab lemente en el ápice de las plumas tér micas. Esto puede ser explicado por la for mación de subplacas máficas o por hidr atación y consecuente ser pentinización del manto. con estr ucturas tipo rift. como sucede por ejemplo en la base de las fajas orogénicas activas. que absorben los esfuerzos. en lugar de una subplaca máfica. o adelg azamiento de la cor teza. cinturones orogénicos. frágil y corteza inferior. se postula que la tasa de for mación del rift es lenta. lo cual per mite la g eneración y ev olución de cuer pos magmáticos. el espesor de la corteza es apenas de 2-3 km. La ausencia de actividad ígnea en los bordes adelgazados de los márgenes continentales fue explicada por Bown y White (1995) con un modelo en el cual el rift se habría formado durante un prolongado periodo de 15 a 25 Ma. Los modelos teóricos que tratan de explicarlo se basan en la conductividad térmica efectiva de las rocas. Estas velocidades anómalas para la corteza.2 km s -1 y 7. De ser así. por lo cual el calor puede disiparse casi totalmente antes que disminuya sustancialmente la presión y. Si el periodo de aper tura del rift hubiera sido más cor to. Posee varios planos horizontales de muy baja resistencia. plataformas. en particular en aquellos lugares donde la magnitud del flujo calórico es elevada (90 mW m -2). El espesor mínimo de la cor teza ha sido registrado en los már genes continentales pasivos. En estos casos la formación del rift. posibilitando la fusión de las rocas por descompresión. por lo cual la pérdida de calor por conducción es mínima. y la discontinuidad de Mohorovicic está muy mal definida o se encuentra ausente.9 km s -1. 0 7 . 1988). con un g radiente de menor magnitud en las zonas de colisión. que de haber existido habrían desarrollado una intensa actividad magmática. 1971. como sucede en el Altiplano Andino en los Andes Centrales .6 5 .8 hor o v ic ic 8 .4 6 . el calor ha tenido tiempo par a disiparse y por lo tanto no hay actividad magmática en esta región a pesar de la delgadez de la corteza. por lo cual está última crecería a expensas del manto (Bown y White (1995). Con respecto a los cinturones de corteza engrosada. Mapa de ubicación con la isobata de 2000 m y perfil del margen continental tipo rift frente a las costas de Galicia.2 Mo C ontinen tal 6 . el cual se considera como un espesor standard. -1 España. Otra característica de los marg enes pasivos tipo rift es la ausencia de plumas tér micas.4 7 . en los Himalayas. En las zonas de colisión predominan las composiciones silícicas peraluminosas.sEl pasaje de la corteza oceánica a la continental se encuentra en la franja donde la corteza es más delgada. y también en zonas de subducción de tipo andina.Debido a la lentitud de este pr oceso.0 50 100 150 km Figura 7. -2 00 0m Pe rfil G a licia EU R O PA Espaæa ` F R IC A 0 5 nivel del mar sedim entos 5 . En ambos casos se re gistra actividad magmática. son característicos en zonas de colisión continente-continente. .82 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 podría ser invocado como un proceso que incorpora las rocas del manto en la corteza.8 7 . Los números indican las velocidades de las ondas-P en km . Esto es consecuencia de regímenes tér micos distintos. mientras que en algunas fajas orogénicas Paleozoicas el espesor cortical es de alrededor de 30 km.4 profu ndidad (km ) 10 15 20 25 30 O ceÆ n ica 7 . Isacks. donde la cor teza alcanza un espesor de 70 km (J ames. y en el Altiplano Andino las series calco-alcalinas. aunque con distinta composición.0 7 . ej.0 8 .2 6 .2 6 . El espesor en las áreas cratónicas es de alrededor de 35 a 40 km. Bown y White (1995) han estimado que el adelgazamiento de la corteza ha durado entre 20 y 29 Ma. aun a pesar de la lenta tasa de defor mación de los ma teriales de estos lug ares. según Bown y White (1995). como p. La densidad de la rocas de la corteza varía desde alrededor de 2600 kg m -3 en la superficie. 4. pudieron haber sido reequilibrados durante su residencia en el ma gma y. 1995). Además. compuesta principalmente por rocas metamórficas de alto g rado. La capa inferior es mecánicamente débil y su . sino que es el resultado de una mezcla de rocas máficas y félsicas. 1995) o combinando en forma teórica los promedio de los análisis de la corteza superior. Características reológicas de la corteza: Desde el punto de vista reológico la corteza también se divide en dos capas principales. que corresponde al pasaje entre ellas (Fig. La composición global de la corteza ha sido estudiada e investigada por numerosos autores.4.3. Probablemente corresponden a terrenos que transitoriamente han estado a esas profundidades. Frost y Bucher (1994) han concluido que la corteza inferior que subyace a los cratones estaría desprovista de agua.1. proviene de observaciones indirectas a tra vés de los datos obtenidos con los métodos geofísicos (sísmica de refracción y reflexión). como son las g ranulitas y parcelas de ec logitas.1. de modo que la información proveniente de las regiones estudiadas con más detalle no es estrictamente extrapolable a toda la corteza en general. 8). Los minerales hidratados . Esta estratificación de densidades se cor responde con una variación en la composición de las rocas . aunque no descartan que en cinturones de intensa actividad tectónica el agua pueda infiltrarse transitoriamente hasta los niveles inferiores de la cor teza. y 2) la cor teza inferior . asumiéndose una densidad global promedio de 2800 kg m -3. es aun insuficiente para conocer fehacientemente como está organizada la misma. En la T abla 1 se proporciona una síntesis de los promedios actualmente disponibles. el análisis de rocas sedimentarias (T aylor y Mc Lennan. cuya proporción relativa entre ellas se estima que es de aproximadamente 1 : 0.3. La base de datos que actualmente se posee sobre la corteza.ESTRUCTURA DE LA TIERRA 83 4. no representarían la composición de la base de la cor teza. 1995). Así p. de la corteza inferior félsica y de la corteza inferior máfica. tales como anfiboles . El a gua no parece encontrarse en for ma libre en la cor teza inf erior. biotita/f logopita y escapolita pueden estar presentes en la cor teza inferior. inter medias y máficas y metamorfitas de g rado bajo a medio . a diferencia de la oceánica. De esta manera.6 : 0. A esto se debe agregar que la corteza continental es heterogénea. la exhumación de los terrenos profundos no necesariamente representan segmentos o porciones de la corteza profunda o mediana. Composición de la corteza: El grado de conocimiento que en la actualidad se tiene de la composición y la estr uctura de la corteza. la corteza continental se ha reciclado con mucha menor intensidad que la oceánica. Los diversos autores que se a vocaron a este tema coinciden en una composición global de la corteza que sería equivalente a una roca de composición diorítica (T aylor y Mc Lennan. hasta 3000 kg m -3 en la base. 1985) o tonalítica (W edepohl. porque los pr ocesos metamórficos la absorbería. los minerales de algunos de los xenolitos granulíticos que llegan a la superficie con las rocas ígneas. la composición de granulitas (Rudnick y Fountain. la cor teza se agrupa en dos capas principales: 1) la cor teza superior. a las que se agrega una tercera de transición. ej.1. intr usivas félsicas . respectivamente (Wedepohl. De acuerdo con Rudnick y Fountain (1995) esta composición no implica una supremacía de este tipo de rocas. en cambio . El tratamiento de estos datos permite concluir sobre una di versidad muy grande de hipótesis sobre la cor teza. Asimismo. como la distribución y la extensión de los tipos litológicos de la corteza superior. los xenolitos ascendidos por las rocas ígneas y los procesos tectónicos que han permitido la exhumación de terrenos profundos (Steltenpohl et al. cualquiera sea la velocidad con que se def orman. 1985). Para ellos se han tenido en cuenta varios factores. La capa superior es rígida y está caracterizada por un compor tamiento elástico y el tipo de def ormación de sus r ocas es principalmente frágil. caracterizada por la ab undancia de r ocas sedimentarias . por lo tanto . conservando una historia compleja adquirida dur ante sucesivas etapas de acreción y desmembramiento que han conformado un collage de terrenos con diferentes historias geológicas. 1993).2.. (στ) en GPa 0 .5 0 .2 0 .4 0 . Las líneas rectas cortadas representan la resistencia máxima de vermiculita y de montmorillonita. Cuanto mayor es el flujo de calor el límite entre ambas cortezas se encuentra más cercano a la superficie. El espesor de la capa frágil es de alrededor de 15 km en zonas cratónicas.1 0 .1 0 0 .7 E xtensi n 5 10 15 20 25 30 35 40 C om presi n 2 /m 82 m W 2 7 0 m W /m /m 62 mW 2 5 0 m W /m 2 a km Resistencia m Æ xim a. Adaptado de Meissner (1986).1 0 .6 0 . confirmando su comportamiento dúctil y por lo tanto la baja resistencia de sus rocas. También la capa inferior de la corteza se caracteriza por la ausencia de hipocentros sísmicos. Únicamente en escala de tiempos br eves. la v elocidad de las ondas sísmicas o de los cambios de fases mineralógicas. como p.84 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 comportamiento dúctil permite que fluya si se consideran los tiempos en escalas geológicas.3 0 . A la izquierda del eje vertical se representa el campo en extensión y a la derecha en compresión. La brusca caída de la resistencia señala la transición entre la corteza frágil y la dúctil.ϕ = ángulo de fricción interna. . Obsér vese la disminución de la resistencia máxima en los materiales que contienen agua en los poros.2 0 . ( στ) en GPa 0 .1 0 0 . ej.2 0 .3 0 . Este espesor disminuye con el aumento del g radiente geotérmico. Variación de la resistencia máxima (στ ) de las rocas con la profundidad ( σn) de acuerdo con la ley de fractur ación de deslizamiento friccional de Navier . la parte inferior de la corteza tiene un comportamiento rígido. que posteriormente se cerrarían y desaparecerían por efecto de la fluxión. 1980).3 E xtensi n 2 C om presi 82 m W /m 2 7 0 m W /m 2 /m 62 m W 10 2 /m m 50 W 5 15 20 n b km Figura 8. debido a la dismin ución de la resistencia de las rocas por el Resistencia m Æ xim a. En el diagrama se muestran diferentes ejemplos con valores del flujo calórico superficial variables. S0 = coeficiente de cohesividad.Coulomb gobernada por la siguiente ecuación: στ = S0 + σn tg ϕ. donde στ= esfuerzo tangencial. transitorias.b) es equivalente a a pero en un sistema rico en agua. De acuerdo con esta ambigüedad reológica es posible que bajo cier tas circunstancias se desarrollen fracturas (Shaw. en la corteza inferior. En a) se representa el comportamiento reológico del cuarzo en sistemas carentes de agua.2 0 . está intercalada entre capas rígidas constituidas por las cor teza superior y el manto . que es rica en feldespato . En lo que concierne a las rocas ígneas. aumento de la temperatura. contr asta con la rigidez de la parte superior del manto (Fig. A la litósfera subyace la astenósfera. El concepto de litósfera ha sido utilizado de distintas maneras por los especialistas (para una discusión detallada veáse Anderson. más ricas en f eldespato. que provoca fuertes cambios en el comportamiento reológico de la litósfera. Litósfera y astenósfera La litósfera es la capa superior de la Tierra que comprende la corteza y la parte superior del manto. que se debe a la presencia de rocas con abundante olivina. De acuer do con esta propiedad. Este contraste en el comportamiento reológico. En la litósfera se registran la totalidad de los procesos geológicos. 9). La corteza inferior. que influye en sus pr opiedades r eológicas. pro mueve un r eparto selecti vo de los esfuerzos . del manto (Burov y Diament. Esquema. dúctil. El origen de gran parte de estos procesos está relacionado con la distribución irregular de la temperatura. Las pro vincia ígneas gig antes están asociadas a estas plumas . incluyendo la tectónica de placas y la actividad ígnea. ya que a esta profundidad se pierde la identidad de sus rocas.ESTRUCTURA DE LA TIERRA 85 R esistencia mÆ xim a C orteza superior P rofu nd id ad 15km C orteza inferior 30 km 45 km D iscontinuidad de Mohorovicic M anto Figura 9. de modo que existen un estrec ha interacción entre la astenósfera y la litósfera. La ductilidad de la ca pa inferior de la cor teza. 1996). cuyo coeficiente de activación es casi el doble que el de las rocas de la cortez a inferior. La energía de activación de la olivina es mayor que la de la plagioclasa (véase Tabla 1 de Propiedades físicas del Magma). El término litósfera (del griego litos = duro) en su acepción más amplia se refier e a la capa rígida externa de la Tier ra. caracterizada por el desarrollo de corrientes convectivas. 4.2. de la variación de la resistencia de la litósfera con la profundidad. El aumento de la rigidez del manto se e dbe a la presencia de rocas con abundante olivina. resistente a los esfuerz os. fluyendo en escalas de tiempos geológicos. Astenósfera (del griego astenos = débil) representa la capa reológicamente débil que subyace a la litósfera y que se caracteriza por no soportar los esfuerzos. en particular la continental. sin escala. el espesor de la capa . Esto se debe principalmente a que presenta comportamientos reológicos dif erentes de acuerdo con la v ariación de la tasa de defor mación. porque disminuye notablemente el contraste reológico con la caja. propiedad que la hace más resistente. Comprende la cor teza y la capa superior del manto. esta última también se denomina “ tapa” (= lid en ing lés) debido a su rigidez. desacoplando mecánicamente la corteza. las cuales cuando son ascendentes se denominan plumas. el límite inferior de la capa frágil representa el “piso”de los batolitos. 1995). Dentro del tér mino litósfera son dos las ace pciones que con ma yor fr ecuencia han sido mencionadas en la literatura: 1) la litósfera como capa rígida. cuya evolución es del orden de 1 x 108 años. no se puede descartar que las corrientes convectivas también puedan llegar hasta la base de la litósfera mecánica. se pr odujo el rebote isostático. la litósfera mecánica siempre tiene menor espesor que la tér mica. ej. ej. En este sentido. Al r especto no podemos dejar de recor dar que las leyes que rigen las deformaciones de los materiales terrestres están basadas en el análisis mecánico del continuo. aunque toda vía no ha podido deter minarse su ma gnitud. También se puede r econocer un compor tamiento equivalente al considerarse la deflexión producida por el peso de una cadena orogénica. Al desa parecer la calota de hielo . aumentando la imprecisión en la definición de litósfera. y 2) la litósfe ra como una capa delimitada ter micamente. La naturaleza elástica de la litósf era mecánica se puede inferir a par tir del análisis de su defo rmación (y posterior recuperación) causada por el ag regado de una car ga extra sobre la misma. Sin embargo. Por este motivo es común que rocas totalmente cristalizadas f luyan en for ma similar a líquidos . la convección del manto) el espesor de la litósfera es significativamente menor con respecto esfuerzos aplicados en escalas de tiempo breves. p. que en conjunto conforman tres capas: dos rígidas. porque a bajas velocidades de def ormación y hasta temper aturas de alr ededor de 700°C las rocas se compor tan reológicamente como fluidos y por lo tanto f luyen. cuya escala es ma yor que la atómica. Esto no es así. ha provocado un conce pto reológico er róneo. Esta temperatura se basa en un principio reológico empírico que dice que una roca comienza a fluir a la mitad de su temperatura de fusión. originado por la aparición de ese fundido . a tasas de deformación muy lentas. La segunda ace pción de litósfe ra es referida en la literatura como litósfe ra tér mica y está relacionada a la isoter ma de 1280°C. ej. el paulatino hundimiento de los escudos canadiense y bálticos como consecuencia de la última g laciación. que en las rocas ultramáficas es de 1280 °C. el término litósfera ha sido empleado como una capa límite térmica (ther mal boundary layer) y cor responde al límite a par tir del cual comienza a aparecer un fundido intersticial en las rocas . sin distinción de su ordenamiento atómico. homologable con el comportamiento elástico. que es la temperatura a la cual comienzan a ceder los materiales ante muy bajos esfuerzos. . La confusión en los dife rentes usos del tér mino litósfera puede ser explicada por los diferentes enfoques que se le ha dado a la naturaleza de los materiales y su implicancia en la deformación. por lo expresado. para escalas de 6 tiempo del orden de 1 x 10 a 1 x 109 Ma (p. este límite tér mico también ha sido invocado como la capa más externa del manto convectivo. consistente en que por la aparición del ma gma los materiales cambian drásticamente de rígidos a dúctiles .86 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 rígida dependería de las escalas de tiempo con que se aplican los esfuerz os. como son. Así p. Por ej. per o desde un punto de vista r eológico se distinguen sólidos y f luidos. Desde un punto de vista a tómico se distinguen sólidos de líquidos . que es la temperatura del solidus de las rocas ultramáficas del manto superior.. Sobr e la base de modelos teóricos el espesor de la litósfera elástica dependería de la isoterma de 550-650°C. Un f luido es desde un punta de vista reológico un material que cede ante un mínimo esfuerzo diferencial y tiene la particularidad de fluir. La litósfera como capa rígida es denominada litósfera mecánica y se basa en un criterio puramente reológico. De acuerdo con este modelo la litósfera mecánica está compuesta por la corteza y parte del manto. Por este motivo. o los cambios de fase miner alógicos. En forma muy general. la cor teza inferior. Tampoco las observaciones geofísicas han podido obtener una definición en el pasaje de litósfera a astenósfera. En estos casos se infiere que el espesor de la litósfera debe ser suficiente para sostener semejantes pesos. el pasaje de las ondas sísmicas . Este cambio. corteza superior y manto y una dúctil. 1996). la corteza también puede desprenderse y hundirse con la litósfera en la astenósfera. hecho que favorece la generación de grandes cantidades de magma. cuya temperatura es mayor que las de su entorno. Desde el punta de vista petrológico . En ocasiones este abovedamiento colapsa. mientras que por debajo la presencia de magma es permanente. el concepto de litósf era térmica señala una subdivisión que tiene implicancias en la generación de los cuerpos ígneos. ha sido relacionada con una pluma. 2) incr emento del g radiente g eotérmico. La f ormación de m uchas de las pro vincias ígneas gigantes. En condiciones de acortamiento lateral la corteza aumenta su espesor per mitiendo que su base alcance las condiciones de pr esión y de temperatura de la facies ec logítica. El espesor de la litósfe ra (térmica) continental es de unos 120-200 km. fa voreciendo su fractur ación. Son varios los modelos teóricos que se han invocado para explicar este proceso. La intensa actividad del complejo volcánico de Yellowstone. en cambio. 1993).400 km. 3) ascenso r egional de la litósf era. favorece la elev ación de la superficie del terreno que se encuentra por encima de la pluma. la litósfera ha sido subdividida en litósfera oceánica y litósfera continental. variando desde unos pocos kilómetros en las dorsales oceánicas. se suponen que fueron originadas por dic has plumas. La erosión de la base de la litósfera se llama delaminación. De acuerdo con la composición de la corteza.3. produciendo la fracturación de la litósfera. Estas cifras se obtienen a par tir de la obser vación de la extensión de las pr ovincias ígneas . por su ma yor densidad. entre ellos el desprendimiento de bloques que por su alta densidad se hunden en la astenósfera. También el origen de algunas islas oceánicas. Por encima de ese límite la presencia de magma es transitoria. se atribuyen a la interacción de una pluma con la litósfera. 4) posible generación de un régimen tectónico extensional y 5) el mayor gradiente geotérmico Asociado con este pr oceso se favorecería la generación y ascenso de magmas máficos (Kay y Mahlbu rg Kay. de bido a su menor peso. formándose rocas con densidades de 3300 kg m -3. cuyas rocas . que no son otr a cosa que gig antescos aparatos volcánicos. El diámetro estimado de una pluma es de alrededor de 200 . aumentando en los escudos precámbricos . hasta unos 100 km para edades de unos 130-150 Ma. Un pluma representa el ascenso de rocas y de calor. Plumas Una pluma es una entidad hipotética que se supone que se desarrolla en el manto y representa una columna cilíndrica vertical de rocas. Este modelo es el más popular en la actualidad. USA. Las consecuencias de este proceso en la geodinámica global son: 1) adelg azamiento de la litósf era (térmica) y debilitamiento de la misma. se atribuye a la existencia de una pluma. El espesor de la litósf era (tér mica) oceánica aumenta con la edad. Otro efecto común de la interacción de una pluma con la litósfera. y que se traducen en una acti vidad magmática de g ran volumen. la existencia de una pluma se puede inferir por las anomalías térmicas positivas que se registran en la litósfera. 4. es el debilitamiento térmico de la misma. Además . Estas condiciones favorecen el modelo que sostiene que las plumas juegan un importante papel en el desmembramiento de los supercontinentes .ESTRUCTURA DE LA TIERRA 87 Para todos los análisis estructurales-tectónicos es conveniente tener presente la definición de litósfera mecánica. El calentamiento de la litósfera disminuye la resistencia de las rocas que la constituyen. que son transpor tados hacia ar riba en for ma convectiva. como es frecuente en la base de los Alpes (Pennacchioni. que es donde se g eneral la corteza oceánica. En estas cir cunstancias. Asimismo. Globalmente el espesor de la litósfera oceánica es menor que el de la continental. el incremento de calor en la base de la litósfera y su posterior disipación. algunos de los cuales están asociados a los plateau basálticos. que actualiza los conocimientos sobre el tema. tanto continentales como oceánicos. Las plumas a las cuales se ha hecho referencia aquí no deben confundirse con las plumas volcánicas o columnas er uptivas. 4. donde el desarrollo de la actividad magmática tiene una acotada y restringida distribución en el espacio y en el tiempo. que re presentan una columna v ertical constituida por materiales sólidos y gaseosos que son eyectados hacia la atmósfera por un volcán. En la cabeza de la pluma. El volumen de su material es mayor a 1 x 106 km3 y lo más característico de ella es que el mismo se e xtruyó en sólo 5 Ma. Otra de sus características más destacables. Dalziel et al. se producen en forma muy rápida. El concepto de provincia ígnea gigante es relativamente nuevo y se acuñó en la década de los años 80 con la finalidad de describir los g randes plateaus basálticos. En este momento el material de la pluma comienza a fluir lateralmente. El modelo de una pluma es el de una columna cilíndrica de rocas sólidas que están a mayor temperatura que su entorno y que fluyen verticalmente hacia arriba debido a su menor densidad.4. a las cuales se asocian algunos filones capa en su borde oriental y di versos enjambr es de diques de similar composición (Fig . La ma yor par te de las pro vincias ígneas gig antes estudiadas en detalle son F anerozoicas. También se incluyen entre las pro vincias ígneas gig antes los plateaus basálticos asociados a los margenes continentales pasivos. entre los 134 y 129 Ma. La importancia geológica de estas provincias se refleja en el libro editado por Mahoney y Coffin (1997). En la Tabla 2 se da una síntesis de las pro vincias ígneas gig antes más impor tantes del Fanerozoico. Provincias ígneas gigantes Las provincias ígneas gigantes poseen una considerable extensión areal.88 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 (Courtillot et al. El pla teau basáltico está coronado por extensos der rames riolíticos. Están relacionadas a movimientos verticales y actualmente hay consenso para explicar el origen de estas provincias por la interacción . el sector de mayor temperatura se encuentra en el centro de la misma y dismin uye gradualmente hacia los bordes. En los sectores donde se emplazan las pro vincias ígneas gigantes. 1999. es que no tienen una relación directa con una tectónica con esfuerz os horizontales dominantes. Entre las provincias ígneas de grandes dimensiones también se pueden incluir los enjambres de diques radiales gigantes. Cuando llegan a la base de la litósfera no pueden continuar con su ascenso vertical debido a la rigidez que esta presenta. Una pro vincia ígnea gigante está asociada a importantes fracturas que permiten el rápido ascenso del magma. Está constituido mayormente por la vas basálticas toleíticas . además de su desarrollo en solo unos poco millones de años. que están estr echamente asociados a la evolución magmática del plateau. lo cual implica una tasa de e xtrusión muy alta y una rápida disipación tér mica. tomando la forma de un hongo. 10). La pro vincia ígnea basáltica de P araná-Etendeka es uno de los ejemplos más típicos y exhaustivamente estudiado (Peate. como es típicamente la tectónica de placas .. La obser vación de g randes extensiones volcánicas en la superficie de Venus y de Marte contribuyó a la creación de este concepto. y su desarrollo en el tiempo es de solo unos pocos millones de años. Esta parte de la pluma se denomina cabeza y llega a tener un diámetro de alrededor de 2000 a 4000 km. Se considera que una provincia ígnea es gigante cuando su extensión supera los 100. Por esta razón en una provincia ígnea gigante la generación de los magmas se produce en for ma rápida y con un elevado porcentaje de fusión. A su vez los fundidos se movilizan con rapidez y llegan a los ni veles superior es de la cor teza en un tiempo r elativamente cor to.. 2000).000 km2 de superficie. 1997). que está relacionado a proceso de subducción.Etendeka. Oc B uenos Aires Øa n o 0 5 00 m k . de una pluma tér mica con la litósfera. Plateau basáltico de Paraná . 219). La reconstrucción de la posición de América del Sur y de África dur ante el Cretácico fue redibujada de Peate (1997. mayor de 210. podría ser considerado como una provincia ígnea gigante.000 km 2.ESTRUCTURA DE LA TIERRA 89 filo ne s c ap a Plateau BasÆ ltico de ParanÆEtendeka d iq ue s lav as rio l tica s lav as b a sÆ ltic as cu biertas lav as b a sÆ ltic as l m ite de la c ue nc a de Pa ra nÆ A M R IC A de l SUR R o d e Jan eiro S an Pa blo A sunci n A F R IC A p osible l m ite e n e l sub su elo P ro M o nte vide o to a tl Æ n tic o Etendeka Figura 10. p. por su extensión. El desarrollo de plumas también ha sido pr opuesto para explicar la v oluminosa actividad magmática de Venus. donde la tectónica de placas a parentemente no ha estado activa durante los últimos 500 Ma. El Batolito Andino de América del Sur . coronado por lavas riolíticas de similar edad. con espesores de hasta 2000 m. Se encuentra parcialmente desmembrado por la formación del Atlántico Norte. 2 x 10 6 1-2 x 10 6 Lavas basálticas tholeíticas que rematan con una delgada cobertura de riolitas. Características de algunas de las pro vincias ígneas gigantes más importantes. Plateau basáltico Paraná . Extensas coladas basálticas y material piroclástico basáltico de hasta 700 m de espesor. Composición basáltica. Está cubierto por 1 x 103 km3 de riolitas. Forman varias subprovincias volcánicas en el sur de Africa. no se lo inc luye entre de ellas debido a que su emplazamiento tuv o lugar durante varias decenas de millones de años.90 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 Sin embargo. Se formó en dos fases principales. un gran volumen de rocas máficas originadas en el manto . Se extiende a Australia y al plateau de Kerguelén en el Pacífico Sur. . Lavas del Karroo 180 Plateau basáltico de Siberia -250 2. Las provincias ígneas gigantes tienen una gran influencia en la formación y en el crecimiento de la corteza. En gran parte está cubierto y está desmembrado por la formación del océano Índico. Asociado a enjambres de diques. durante la formación de una provincia ígnea gigante se incorpora en la corteza superior. El aporte de estas grandes masas de rocas máficas con alta densidad provoca una perturbación de la normal estratificación de las densidades de las rocas de la corteza. Lavas basálticas mayormente tholeíticas. Coladas y diques basálticos predominantes. Tabla 2.3 x 106 Km2. Basaltos olivínicos alcalinos se han reconocido en algunos centros eruptivos. en vez de unos pocos millones de años como es propio de las provincias ígneas gigantes. Es probable que esta situación de lugar al inicio de procesos que Provincia ígnea Plateau basáltico Columbia River Edad Ma 16-17 Área Km2 164 x 102 Volumen Km3 175 x 103 Observaciones Compuesto por más de 300 coladas de basalto. India 113-116 Afloramientos en la India 4100 Km2. con volúmenes de 500-600 km3 cada una Numerosas coladas con espesor total de hasta 1000 m.Etendeka 129-134 1 x 106 1 x 106 Plateau basáltico Deccan. En efecto. Es >1.5 x 106 >2 x 106 Provincia ígnea del Atlántico Norte 1ª fase: 62 2ª fase: 56 Extensión total no conocida porque ha sido desmembrada por la formación del océano del Atlántico Norte. India Límite CretácicoTerciario 500 x 106 500 x 106 Basaltos Rajmahal. La provincia de Chon Aik e (~ 150 Ma) se extiende a lo lar go de Santa Cr uz y Tierra del Fuego y continúa en la pla taforma continental. La lo za repr esenta una per turbación transitoria en el g radiente g eotérmico de la litósfe ra. En los Andes. que en muchos casos tienen el aspecto de lavas. por lo cual las for mas de los edificios volcánicos son más cercanas a la de los escudos volcánicos que a la de los estrato volcanes. que puede ser mucho mayor si se integ ran las rocas halladas en el subsuelo . La lo za se metamorfiza progresivamente a medida que desciende. y su desarrollo temporal fue de aproximadamente 30 Ma. El ángulo con que subduce depende del contr aste de densidad entre las litósf eras de ambas placas . La provincia de Marifil está ubicada en el Macizo Norpatagónico (provincias de Río Negro y Chubut). es su composición pr edominantemente silícica. con los aislados afloramientos de López Lecube. su extensión es de aproximadamente 160.5. La placa cuando subduce toma el nombre de loza (slab). El ángulo de reposo de las unidades extrusivas es bajo. 4. Perú. por alrededor de 200.ESTRUCTURA DE LA TIERRA 91 tiendan a restablecer el equilibrio entre las densidades. Es la capa rígida más externa de la Tierra y sus límites son homologables con la litósfera mecánica. de menor viscosidad.000 km 2 de superficie. desde La Rioja hasta Mendoza. James y Snoke (1994) han detectado la . alcanzando un grado metamórfico correspondiente a la facies de eclogita. y continua en el subsuelo neuquino. La infor mación obtenida a partir de los métodos g eofísicos han per mitido comprobar que la lo za puede alcanzar g randes profundidades.000 km 2 y se desarrolló en el entorno de 180 Ma. de Marifil y de Chon Aike.000 km 2. El límite inferior de una placa tiene un marcado contraste reológico con la capa subyacente. En las áreas cratónicas la duración de este proceso es seguramente muy largo. En la Argentina las provincias riolíticas del Choiyoi. Hacia el sudeste entra en la provincia de La Pampa llegando hasta la de Buenos Aires . a la altura de Cuzco. también podrían se consideradas como provincias ígneas gigantes. Su duración excede a los típicos períodos de las provincias ígneas gigantes y este es un tema que debe ser estudiado con mayor detalle en el futuro. Su extensión es mayor a los 200. La provincia Choiyoi se desarrolla fundamentalmente en la Cordillera Frontal. El metamorfismo y la menor temperatura de la loza se traduce en una densidad mayor a la del medio que la rodea. Placa Una placa constituye la unidad fundamental de la teoría de tectónica de placas . de pocos grados. Una característica común a estas tres provincias ígneas es que comienzan con rocas de composición andesítica a dacítica y finalizan con extensos plateau dacíticos a riolíticos que prácticamente sepultan a las rocas de la base. debido a la introducción de una cuña de baja temperatura (Fig . que puede actuar como una superficie de desacople mecánico. Se caracteriza por su comportamiento elástico y por lo tanto tiene la propiedad de transmitir y acumular los esfuerzos. pero en los bordes de los escudos y en las fajas orogénicas es más rápido. compuestas esencialmente por rocas máficas . por lo cual se hunde . Las placas oceánicas jóv enes en general tienen menor densidad que las más antiguas y el ángulo de subducción tiende a ser bajo (10-20°). Otra característica común es la ele vada pr oporción de ignimbritas silícicas de alto g rado. mientras que en las placas más densas el ángulo es de unos 30°. Una característica que las diferencia de las pro vincias ígneas gig antes. 11). entre los 270 y 240 Ma. ya que no se podrían detectar numerosas estructuras afectadas por defor maciones muy lentas. es en la actualidad incompleto y motivo de discusión. y de su relación mecánica con la astenósfera. de su espesor. de alrededor de 10 6 a 10 9 Ma. Es probable que estos métodos no reflejen enteramente la realidad. Variación de la temperatura en el manto superior y la cor teza como consecuencia de la introducción de litósfera fría por la subducción. Sin embarg o. solamente reflejan las situaciones que corresponden a las altas tasas de defor mación. 1996). También los recientes estudios revelan que por debajo de los cratones arqueanos. m W /m 80 20 0 200 400 2 00 0 2 00 4 00 flujo de calor distancia horizontal (km ) 6 00 8 00 C 1 20 0 C 1 60 0 C o livin a 8 00 1 00 0 g ab ro e clog ita o livin a -β (w a dsle yita ) profundid ad (km ) 2 600 800 2 20 0 C d is co ntin uida d d e lo s 66 0 km M anto infe rior Figura 11. En gris están indicadas las principales transiciones mineralógicas que se producen en la loza subductada. Esta situación prom ueve el desarrollo de corrientes convectivas en el manto . 116).. dichas raíces . existirían profundas raíces de apr oximadamente 400 km (Vinnik et al. Redibujado de Condie (1997. De acuerdo con estas obser vaciones. La incapacidad de obtener información real y confiable acerca de las propiedades reológicas de las placas. dando lugar a la redistribución de su composición. debido a que la rigidez que se infiere de su comportamiento corresponde solamente a tasas de deformaciones rápidas. A pesar que las placas juegan un papel fundamental en la tectónica global. Este tema ha sido ampliamente discutido por Anderson (1995). La importancia de este fenómeno radica en que son estos esfuerzos los que aparentemente gobiernan el movimiento de las placas y la mayor parte de los procesos de deformación que ocurren en su interior. autor a quien remitimos para una mayor información. proviene de la estrecha dependencia que existe entre los mecanismos de deformación de los materiales y la tasa de deformación. los espesores promedio de las placas durante estos periodos podrían ser más delgados que lo que revelan los datos proporcionados por las velocidades de las ondas sísmicas. lo cual se puede interpretar que se halla cerca al descenso en caída libre . Estos autores también estimaron que a partir de los 100-150 km de profundidad el ángulo de descenso de la loza es de aproximadamente 70°. p. Esta relación tiene una gran importancia porque toda la inf ormación de lo que ocur ren en el interior de la Tier ra proviene de los métodos de análisis geofísicos que. Uno de los temas prioritarios es comprender como se distribuyen los esfuerzos en el límite entre la placa rígida y la astenósfera dúctil.92 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 posible presencia de fragmentos de loza oceánica a una profundidad de aproximadamente 500 km. el conocimiento en detalle de sus propiedades reológicas. al basarse en las velocidades de las ondas sísmicas. redistribuyen y deforman los enclaves. 1993) o . En consecuencia. 4. En efecto. el fundido g ranítico incr ementa su temper atura como consecuencia del ing reso de los fundidos máficos .ESTRUCTURA DE LA TIERRA 93 podrían no ser tan profundas si se consideran tasas de deformación pequeñas (de alrededor de 1 x 10-13 a 10 -18 s-1). En todos estos ambientes tectónicos es posible la existencia de subplacas máficas . obtenidos en el Departamento de Magnetismo Terrestre de la Carnegie Institution (Carlson et al. tonalitas y monzogranitos de zonas orogénicas. ej. La formación de los encla ves microgranulares máficos que contienen las rocas ígneas se la relaciona en muchos casos con las subplacas máficas . que se ubican tanto en zonas de intra placa. que implican el ascenso de material y de calor desde las par tes inferiores del manto .. Ather ton. Con esta información Carlson et al. produce el cong elamiento del primero en pequeños cuerpos sub-esféricos. Además. . sugieren que dichas raíces tienen edades similares a la de los escudos que soportan. similares a las formas de los basaltos en almohadilla (= pillows la vas). y en intraplaca. Esto es posible porque la velocidad de ascenso de los magmas máficos es mayor que la de los silícicos debido a su menor viscosidad. Subplaca máfica La subplaca máfica es un conjunto de rocas máficas que tienen una elevada proporción de material fundido intersticial. 1988. que arrastran. La subplaca máfica está g eneralmente asociada a plumas tér micas. Su composición sería equi valente a la de un basalto. de metamorfizarlas en facies de g ranulita (Ellis. como es p . con formas de almohadillas. alternativamente.6. ya que a 650° ± 50°C los materiales del manto pueden ceder con facilidad ante esfuerzos constantes mínimos. serían iny ectados por el magma máfico que asciende desde la subplaca. La presencia de enclaves microgranulares máficos es frecuente en dioritas. Algunos datos geocronológicos preliminares de estas raíces. y tiene la capacidad de f luir. Una subplaca máfica produce una anomalía térmica positiva de singular importancia. Se encuentran como lentes horizontales dentro de la litósfe ra y están generalmente asociadas a impor tantes discontin uidades mecánicas . la cual es capaz de provocar la fusión de las rocas en las capas que se encuentran por encima (Huppert y Sparks. Spear . (1993) han concluido que esas raíces están solidariamente asociadas a los escudos y por lo tanto formarían parte de una única unidad desde esa época. los fundidos g raníticos que se forman por encima de la subplaca máfica. en el cuerpo silícico hospedante se generan vigorosas corrientes convectivas ascendentes. incluyendo a los estadios post-oro génicos. 1994). Con el continuo perfeccionamiento de los instrumento geofísicos de medición se podrán obtener datos más precisos de la estructura interna de la Tierra y también se podrían llegar a formular nuevas hipótesis y modelos. 1993). En las z onas orogénicas las subplacas máficas podrían estar relacionadas a procesos de delaminación o a variaciones en la tasa de subducción. El ingreso de un magma máfico de mayor temperatura en otro silícico más frío . la discontin uidad de Mohorovicic. como en los márgenes de placas con vergentes o divergentes. 1987. La formación de una subplaca máfica está r elacionada con el ing reso de un ma gma máfico en la litósfera y con la imposibilidad de este material de continuar su ascenso vertical y comenzar a desplazarse lateralmente a lo largo de una superficie de discontinuidad. PROPIEDADES TÉRMICAS DE LAS ROCAS 1 . por lo cual ref lejan la historia g eológica regional en lug ar de la del cuerpo ígneo . 3) variación en la composición. plagioclasas sódicas. Es también frecuente que el magma llegue hasta la superficie . 6) naturaleza y geometría de los contactos con la roca de caja y sus características reológicas. los cuales serán descriptos en el capítulo correspondiente. con diferentes composiciones y distintos niveles de erosión ya que son diferentes las muestras de las cúpulas con respecto a las del interior del plutón. topacio. La relación entre la forma del cuerpo y las variaciones texturales tiene una g ran importancia para comprender las relaciones entre los cuerpos ígneos y la estr uctura regional. Las diaclasas es otro de los atributos com unes a todos los cuer pos ígneos. los cuerpos magmáticos modifican el compor tamiento reológico de las rocas adyacentes . Todos los atributos mencionado deben ser tenidos en cuenta al describir un cuer po ígneo. bloques y pendants. Muchos de los sistemas de diac lasas se for man con posterioridad a la intr usión. no siempre relacionadas con el enfriamiento del cuerpo ígneo. berilo. Esto es crítico en el estudio de los batolitos. compuestos por numerosos plutones. sino también el desplazamiento de una per turbación tér mica. disminuyendo la resistencia de las mismas debido al incremento de la temperatura. abundancia y dimensiones de las segregaciones tardías de los dif erenciados magmáticos. Los atributos más impor tantes de un cuer po ígneo intr usivo son los siguientes: 1) forma y dimensión del cuer po. Las diac lasas primarias son aquellas que están relacionadas con el enfriamiento del cuerpo y se las pueden reconocer por la presencia en ellas de minerales estrechamente relacionados con la evolución magmática. 8) distribución y magnitud de la aureola tér mica. en particular cuando los estudios están orientados a resolver los problemas relacionados con la tectónica de la región y con la evolución petrológica. Sin embar go. 4) presencia de enclaves. el origen de ellas se debe a n umerosas causas. que no siempr e se traduce en la f ormación de hornfels (= cornubianitas). f ormando los edificios v olcánicos. f luorita. tales como anfíboles . 2) variación de las estr ucturas y texturas y su distrib ución en el interior del cuerpo . 7) concordancia o discor dancia con las estr ucturas de la roca de caja. Para ello es necesario conocer la posición relativa de cada una de las m uestras analizadas en cada cuer po ígneo estudiado.CAPÍTULO 5 Introducción al Estudio de los Cuer pos Igneos Los cuerpos ígneos representan parcelas de magma que ascienden a través la litósfera y quedan a trapadas en la cor teza al enfriarse y cristalizar . la cual origina n uevos gradientes térmicos transitorios. micas. distribución. Además. tur mali- . El ascenso del magma a través de la litósfera no sólo implica la transferencia de materia en la litósfera. Estas diaclasas primarias son las únicas que pueden ser útiles para comprender la historia de enfriamiento del cuer po. como son los que poseen composiciones máficas . Los cuerpos magmáticos poco viscosos . y por lo tanto su magnitud es proporcional a la viscosidad. la presencia del magma en el interior de la fractura disminuye la resistencia de la roca. siendo los ejemplos más notables de este g rupo los plutones centrados . con comportamiento no-newtoniano. siendo los diques y algunos facolitos los cuer pos ígneos más destacables dentro de este g rupo. los magmas con viscosidades elevadas. las formas de los cuerpos ígneos están condicionadas por las estructuras regionales. La distribución de los esfuerzos en el entorno de una fractura es apropiada para la propagación de la misma (Anderson. No es fácil explicar esto. cuarzo. pero una posibilidad es que su viscosidad fuera tan baja como la de una roca máfica. Cuando los esfuerz os ma gmáticos son superior es a los r egionales. 24). 1951. Estos últimos esfuerzos se originan en la resistencia del magma para fluir.5 m s -1 y que las fracturas son canales efectivo para el transpor te de magma. imponiendo sus propias formas. la viscosidad puede disminuir con el incremento de la tasa de def ormación (strain rate). p. etc. como son los silícicos . los cálculos de la viscosidad de los fundidos riolíticos y las mediciones directas sobre los fundidos obtenidos en el laboratorio no han podido confirmar viscosidades tan bajas. un magma. por lo cual se puede afirmar que los magmas silícicos también pueden circular a través de fracturas.96 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 na. tienden a formar cuerpos laminares. a los cuales en lo sucesi vo se los denominará esfuerzos magmáticos. No obstante esto. desarrollados en ambientes de intraplaca o en ambientes post-oro génicos. Los esfuerzos tensionales se concentran en la punta de la fractura. Hay un consenso generalizado en considerar a los magmas silícicos como f luidos no-newtonianos. pero con un desplazamiento más lento. favoreciendo el crecimiento de la misma y su propagación (Fig. llegan a poseer secciones circulares. la forma de los cuer pos ígneos tiende a inde pendizarse de las estr ucturas regionales. Por este motivo. debido a su dificultadas para escur rirse a través de las fracturas. Esto se debe a su facilidad de escur rirse a través de delgadas g rietas y fracturas . En estos casos los esfuerzos magmáticos son comparati vamente muy pequeños y no alcanzan a modificar el campo de esfuerz os regional. favoreciendo el desarrollo de esfuerzos extensionales. En casos extremos. durante el desplazamiento desar rollan esfuerzos superiores a los re gionales. tienen tendencia a for mar cuerpos globosos. 1). En algunos casos la presión hidrostática del magma supera la presión confinante. Las altas velocidades en los cuerpos laminares se puede lograr si el relleno de la fractura es contemporáneo con la propagación de la misma. favoreciendo su fracturación. tales como riolitas . Un análisis mecánico detallado sobre la for ma- . Asimismo. Estas propiedades explican la abundancia de diques en la corteza. Además. Estas condiciones especiales explicarían la formación de los extensos diques silícicos. por su ele vada viscosidad. pórfidos graníticos y aplitas. que comúnmente es mayor a 1 m s-1. que se desplaza con ele vada velocidad responde con una viscosidad menor con respecto al mismo magma. En algunos f luidos no-newtonianos. También debemos recordar (véase el capítulo sobre el Calor) que los cuerpos laminares requieren de un rápido desplazamiento a fin de evitar el congelamiento del magma. Spence y Turcotte (1985) concluyeron que para magmas con una viscosidad de 10 2 Pa s la v elocidad de pr opagación sería de 0. Las formas y dimensiones que tienen los cuerpos ígneos se deben a una compleja interacción entre los esfuerzos regionales residentes en las rocas de caja y los esfuerzos que surgen de la dinámica propia del magma. Sin embargo. son n umerosos los diques compuestos por r ocas silícicas . variando con la tasa de def ormación. y en estos casos la viscosidad no es una constante . Cuando los esfuerzos regionales son netamente superiores a los esfuerzos magmáticos. Al contr ario. En este caso el magma avanza a la misma velocidad con que la fractura se abre. y los esfuerzos propios del magma no alcanzan para modificar lo. Entre ambos se encuentran los lacolitos . En algunas circunstancias los esfuerzos originados en la dinámica del magma llegan a superar a los de la caja. en los lacolitos. los cuerpos globosos. sobre la base de su forma. se subordinan.INTRODUCCIÓN AL ESTUDIO DE LOS CUERPOS IGNEOS 97 ρ Pm = (r ρ . son mucho más eficientes para conservar el calor. Las consecuencias de esta relación es que los cuerpos laminares se congelan con mayor rapidez que los globosos y por lo tanto la v elocidad de desplazamiento del magma en los laminares es ma yor. etc. en dos grupos principales: 1) los cuerpos ígneos laminares y 2) los cuerpos ígneos globosos. a los cuales están asociados sistemas de diques anulares. ción de diques y su propag ación ha sido ela borado por Pollard (1987). 2) Los cuerpos ígneos laminares tienen una elevada relación superficie/volumen y por lo tanto son propensos a una rápida pérdida de calor por conducción. como por ejemplo ocur re en los plutones de los batolitos oro génicos. aunque en for ma parcial. Así por ej. Las razones de esta división es que ambos grupos tienen propiedades muy diferentes. constituyen complejos plutónicos centr ados. En los cuer pos globosos. y una asociación de uno o más plutones circulares. en los complejos plutónicos centrados. La presión hidrostática del magma (P ) en la parte superior de la fractura m (r ).m) h g ρm < ρr roca roca m agm a Figura 1. prolongando por más tiempo la acti vidad del magma. En este manual. Los campos de coladas que . las cuales se resumen a continuación: 1) Los cuerpos ígneos laminares tienen un comportamiento pasivo respecto al campo de esfuerzos regional. que son cuer pos con f ormas transicionales. un conjunto de diques constituye un enjambre de diques. Los cuer pos ígneos r aras v eces se encuentr an en f orma aislada. Fractura de extensión rellena por magma. los cuerpos ígneos se han reunido. imponiendo for mas pr opias. porque la densidad del magmaρ (m ) es inferior a la de la roca de cajaρ la resistencia de la roca disminuye en una magnitud igual a la de la presión del fluido (fracturación hidráulica) por lo cual e s fractura con mayor facilidad. debido a su menor relación superficie/v olumen. el magma desarrolla esfuerzos propios. P or el contrario. En otros casos. Comúnmente fo rman agrupamientos de varios cuerpo cuyas características son similares entr e si. que comúnmente poseen ele vadas relaciones axiales. con una magnitud tal que interactúan con los esfuerzos residentes en la roca de caja. a los de la caja. En consecuencia se adaptan a las estr ucturas de la caja. y que de acuer do con el volumen que cada uno de ellos participan de las características de los laminares o de los globosos. etc. un conjunto de plutones constituy e un batolito. ej. En la punta de la fractura excede la presión confinante. como p . en cambio. 2. En los casos en que los esfuerzos superan la resistencia de la roca de caja se produce su ruptura y colapsa. y también a la rigidez de la caja. No posee energía suficiente para desplazarse a tra vés de la cor teza. Los cuerpos de monzogranitos tienen por lo general menores extensiones. Una cámara magmática es un cuerpo constituido por un fundido que contiene cristales en suspensión. se puede afirmar que cuanto mayor es el volumen del cuerpo mayor es la concentración de los esfuerz os en la pared del mismo. aumentando su concentración en la vecindad del cuerpo ígneo. la caja colapsa. frecuentes. El tamaño de los cuerpos magmáticos depende de la resistencia de la roca de caja. Por lo tanto. Cuanto mayor es la dimensión del cuerpo magmático mayor es la acumulación de los esfuerzos en la caja. Esto explica por qué exis te un límite. existe un límite en el tamaño del cuerpo ígneo. En la mayoría de los casos un cuerpo ígneo globoso corresponde a unacámara magmática congelada. representado con forma esférica. Esto se debe a que la presencia de un cuer po magmático. Si se considera a una roca de caja cuya r esistencia no v aría durante la intr usión. alcanzando 2 en algunos casos hasta 300 km de sección. En la par te de la caja que rodea al cuerpo magmático . pero conser va una cier ta cantidad de ener gía interna que le permite mantener el movimiento en su interior. en el tamaño de los cuerpos magmáticos. porque normalmente la caja rígida colapsa debido a la elevada concentración local de los esfuerzos. Desviación de la trayectoria de los esfuerzos residentes en la caja rígida debido a la presencia de un cuerpo magmático. como se ilustra en la Fig. La actividad que se registra en el interior de una . que es un cuerpo f luido. y que se encuentra estático en la corteza. De acuerdo con esto de bería e xistir un tamaño crítico . dentro de la corteza frágil. que es la que transmite los esfuerzos. Esta concentración es proporcional al volumen del cuerpo ígneo. la acumulación de esfuerzos es máxima. Cuando los esfuerzos alcanzan un valor crítico que supera la resistencia a la fracturación. produce en la caja rígida una desviación en la trayectoria de los esfuerzos regionales. Sin embargo. que de pendería de la r esistencia a la fracturación de la roca de caja.98 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 abarcan una gran extensión constituyen los plateaus volcánicos. Plutones de más de 1000 km2 de extensión son poco Figura 2 . en la actualidad los estudios no son suficientes para conocer cual es la magnitud de ese tamaño. INTRODUCCIÓN AL ESTUDIO DE LOS CUERPOS IGNEOS 99 cámara magmática se puede sintetizar en los siguientes puntos: a) nucleación y crecimiento de los cristales; b) separación de una fase gaseosa; c) movimientos convectivos, que promueven la diferenciación magmática dentro de la cámara y cuyo resultado es una distribución en zonas concéntricas de la composición y c) desarrollo de una aureola térmica como consecuencia de calor cedido hacia el exterior. Normalmente las cámara magmáticas poseen una grosera estratificación interna, evidenciada por la variación gradual de la composición. Las parcelas más diferenciadas, que son las más silícicas y las más ricas en volátiles, se encuentran en la parte superior. La posición estática de la cámara magmática dentro de la corteza significa que se encuentra en un equilibrio transitorio con el campo de esfuerzos residentes en las rocas . En estos casos , para que la cámara magmática pueda salir de su estado de equilibrio y comience a desplazarse o a ser drenada hacia la superficie, se requiere de un incremento adicional de energía. El mismo se puede producir de tres maneras diferentes: 1) por el ingreso en la cámara magmática de un magma de mayor temperatura; 2) por el aumento de la concentración de los volátiles en las fases residuales del magma, que al saturarse se separan como fase v apor. El aumento del v olumen desarrolla esfuerzos propios; 3) por una disminución rápida de la presión confinante, que puede ser causada por la f ormación de fracturas que conectan la cámara magmática con la superficie . Se genera una diferencia de presión que bombea el magma hacia la superficie, que es la zona de menor presión. A estos tres procesos hay que agregar un cuarto, que depende de las condiciones físicas de su entor no y que podríamos describir como un factor tectónico . Por ejemplo, es posible que el campo de esfuerzos regionales varíe por causas externas a la evolución magmática (p. ej. esfuerzos originados por una fase tectónica), sometiendo al cuer po ígneo ya sea a compresión o a extensión. También puede dismin uir la resistencia de la roca de caja, ya sea por el debilitamiento térmico o por la alter ación hidrotermal, cediendo con facilidad ante los esfuer zos magmáticos, que a su v ez disminuyen al ser absorbidos por la defor mación de la caja. En las cámaras magmáticas residentes en la parte superior de la corteza, el incremento de su energía interna puede dar lugar a una erupción o a un conjunto de er upciones. La inyección de magmas máficos en cámaras magmáticas más silícicas ha sido invocada como un mecanismo que desencadena una erupción (Sparks et al., 1977; Murphy et al., 1998). Un ejemplo reciente de este proceso ha sido propuesto par a explicar la er upción del volcán Pinatubo de 1991, que ha sido una de las er upciones de mayor volumen del siglo XX (P allister et al., 1992). Debemos agregar aquí que la presencia y características de un cuerpo ígneo no aflorante, puede ser inferida de acuerdo con el tamaño y la morfología del edificio volcánico al cual está relacionado. En efecto, las características del edificio v olcánico están estrec hamente relacionadas con el tamaño de la cámara magmática, con las propiedades reológicas del magma, y con los procesos que incrementaron su energía interna que facilitaron las erupciones. En el capítulo de edificios volcánicos este tema será tratado en detalle. 5.1. Convección Una de las características más impor tantes que posee un cuer po ígneo globoso , es la de desarrollar celdas con vectivas en su interior (Fig . 3). Los factores que fa vorecen la con vección (para más detalles véase Turner y Campbell, 1986; Valentine, 1992) son las variaciones internas de la temperatura y/o de la composición. En una cuerpo ígneo globoso la diferencia de temperatura con respecto a la roca de caja desarrolla un g radiente tér mico que pr ovoca el mo vimiento convectivo en el magma. Esto es posible si la viscosidad efecti va del fundido no es tan alta como para impedir su mo vimiento. Debemos recordar aquí que en magmas que contienen más de 65 % de cristales , la viscosidad 100 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 a b Figura 3. Dinámica interna de una cámara magmática compuesta por un fundido granítico con agua disuelta. En a se representa en forma esquemática la migración de los volátiles, que por su alto volumen específico se concentran en las zonas de menor presión. Enb se representan las posibles celdas convectivas dentro de la cámara magmática. En los bordes de la cámara el magma se desplaza hacia abajo por tener mayor densidad debido a su menor temperatura. Al calentarse en la parte inferior asciende por el centro de la misma. En la mitad superior de la cámara las cor rientes convectivas tienen sentido in verso, porque la densidad es menor debido a la mayor concentración de volátiles y a una menor proporción de cristales debido a la disminución de la temperatura del solidus causada por la mayor cantidad de agua disuelta. efectiva es tan elevada que prácticamente impide el movimiento del magma. Las condiciones para que un cuerpo magmático desarrolle celdas convectivas se resumen en el Número de Rayleigh, cuya expresión es la siguiente: Ra = gα∆TL3 νκ donde g = aceleración de la gravedad, α = coeficientes de expansión tér mica; ∆T = diferencia de temperatura; L = espesor de la capa de magma donde se hace efectiva la conducción; ν = viscosidad cinemática (= viscosidad/densidad) y κ = difusi vidad tér mica. El número de Rayleigh es proporcional a la ma gnitud del gradiente térmico y al espesor de la capa de magma en la cual se registra dicho gradiente. Es inversamente proporcional a la viscosidad cinemática y a la difusi vidad tér mica. Como la magnitud de la difusi vidad tér mica (~1 x 10 -6 m2 s-1) tiene un estrecho rango de variación en las rocas ígneas, la viscosidad cinemática es la variable que más se opone al movimiento convectivo. Por esta razón, cuando la viscosidad cinemática alcanza el umbral crítico en el cual la proporción de cristales es tan alta que la viscosidad tiende a infinito (véase el capítulo Propiedades físicas del magma) el número de Rayleigh tiende a cero y , en consecuencia, no se desar rollan cor rientes con vectivas. Por esta razón en las cámaras magmáticas el magma fluye hasta que el aumento de la viscosidad, debido al descenso de la tempera tura y a la cristalización, impide el mo vimiento. A partir de este momento el magma termina de cristalizar en reposo. En cámaras formadas por sucesivas inyecciones los movimientos internos son más complejos y se necesitan detallados estudios de la fábrica para interpretarlos. En modelos experimentales se ha podido estab lecer que cuando el número de Rayleigh es mayor que 10 3 ocurre convección. No obstante la aparente sencillez de la ecuación mencionada, es sumamente complicado determinar un número de Rayleigh que se ajuste a la realidad, porque es difícil la determinación del espesor de la capa L. En efecto, en un cuer po ígneo L no re presenta al espesor total del INTRODUCCIÓN AL ESTUDIO DE LOS CUERPOS IGNEOS 101 mismo, sino al espesor de la ca pa más externa, inmediata a la roca de caja, y donde el g radiente térmico es máximo. El espesor de esta capa es muy difícil de evaluar porque el gradiente térmico disminuye progresivamente hacia el interior del cuerpo. Sin embargo, se debe tener en cuenta que una vez iniciados los movimientos convectivos los mismos pueden extenderse a todo el cuerpo. 5.2. Fábricas magmáticas y magnéticas Las fabricas magmáticas resultan del movimiento del magma que orienta y redistribuye los cristales. Las evidencias más claras del f lujo magmático son la orientación de los cristales y la segregación de bandas con distintos contenidos de cristales e inclusiones sólidas . No siempr e estas texturas son fáciles de observar en el campo, en particular en los monzogranitos, donde la carencia o escase z de miner ales ac hatados y/o alar gados no per miten reconocer el f lujo magmático. Los megacristales de feldespato potásico , tan comunes en algunos plutones g raníticos, tienen formas tabulares que permiten establecer su orientación. También por su mayor tamaño respecto a los otros cristales son sensibles a la seg regación y acumulación en bandas, las cuales claramente indican el sentido del f lujo ma gmático. En algunos casos los indicador es de f lujo sólo se encuentr an en for ma localizada (Lám. 1) por lo cual no son útiles par a comprender la evolución completa del plutón. También existen numerosos g ranitos que no tienen e videncias del flujo, aparentando tener una fábrica isótropa. Sin embargo, los estudios de detalle realizados sobre numerosos cuer pos g raníticos, asistidos por las técnicas que miden la anisotropía de la susceptibilidad magnética (AMS) de las r ocas, han re velado que todos ellos tienen una fa brica magmática anisótropa (Bouchez, 1997). Este método es más eficaz y menos tedioso que los clásicos métodos micr oestruc-turales, por lo cual se lo está empleando en for ma rutinaria. Diamagnetismo, paramagnetismo, ferromagnetismo y antiferromagnetismo Un mineral sometido a un campo magnético se imantará de acuerdo con su composición y estructura cristalina. El momento magnético resultante determina diferentes estados magnéticos de acuerdo con las propiedades del mineral. Las mediciones se efectúan en un campo magnético débil y a temperatura ambiente. De acuerdo con los momentos magnéticos resultantes los minerales se clasifican de la siguiente manera: 1) Minerales diamagnéticos: En ausencia de un campo magnético el momento resultante es n ulo. Bajo un campo ma gnético la imantación inducida es opuesta al campo . Es decir, se orientan hacia las zonas en la cual la intensidad del campo es menor . Ejemplos: cuarzo y feldespato. 2) Minerales paramagnéticos: En ausencia de un campo magnético el momento resultante es nulo. Bajo un campo magnético la imantación inducida es par alela al campo. Es decir, se orientan hacia las zonas donde la intensidad del campo es ma yor. Ejemplos: micas, anfíbol, granate, turmalina. 3) Minerales ferromagnéticos: Tienen imantación espontánea, no requiriéndose de un campo magnético. En pr esencia de un campo magnético la susce ptibilidad es muc ho más elev ada que en los restantes grupos. Ejemplos: magnetita, pirrotina. 4) Minerales aniferromagnéticos: Son comparables con los minerales paramagnéticos pero en un campo magnético la imantación inducida es positi va pero mucho más débil que en los parama gnéticos. El estudio de los granitos por métodos magnetométricos comenzó a desarrollarse a partir de la década del 50 (Shar ma, 1986) y recién se hizo popular a fines de los 80 (R ochete, 1987; Knight y Walker, 1988; Bouchez et al., 1990; Gleizes et al., 1993; Leblanc et al., 1996, Gleizes et al., 1997). Los trabajos realizados comprobaron que existe una buena concordancia entre las fabricas magmáticas y las magnéticas, por lo cual en la actualidad se utiliza casi en forma rutina- 102 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 ria para determinar la estructura magmática de los plutones. El análisis de la fábrica magnética también contribuye a comprender los procesos del emplazamiento de los cuer pos ígneos, pudiendo distinguir la sucesión de pulsos magmáticos que componen un plutón. El método es también aplicable a las rocas metamórficas , pero como en ellas es rela tivamente sencillo medir las foliaciones y lineaciones, no es imprescindib le emplear AMS para conocer su fábrica. El método se basa en las propiedades magnéticas de las rocas , que depende de la contribución de cada uno de los minerales que la componen. La susceptibilidad magnética ( K) es una propiedad de cada mineral y resulta de la relación entre la imantación inducida (M) y el campo magnético inductor: K= M H Para un cuer po isótropo K es una escalar , pero para uno anisótr opo es un tensor de 2° orden, por lo cual se puede constr uir un elipsoide con tres ejes dif erentes. Por convención los tres ejes ortogonales del elipsoide se definen como K 1 > K 2 > K 3. La susceptibilidad magnética de una roca resulta de la contribución de cada uno de sus componentes. En rocas con magnetita, aun en los casos en que se encuentra como mineral accesorio, la susce ptibilidad de la roca es contr olada por este mineral debido a su carácter ferromagnético. La contribución de los restantes minerales , para- y diamagnéticos , es mínima, agrupándolos como la matriz. En rocas sin magnetita, como p. ej. en leucogranitos, la susceptibilidad de la roca es controlada por la matriz. La susceptibilidad magnética de una roca es casi siempre anisótropa, dependiendo el grado de anisotropía de la forma de los granos y de su orientación. Los minerales cúbicos, como p. ej. la magnetita, con for mas alargadas, pueden presentar una susceptibilidad máxima par alela a la elongación de los granos. Los minerales planos, como las micas, o alargados, como los anfíboles, ambos paramagnéticos, son ideales para medir la fa brica magnética y per miten determinar los planos de foliación y lineación respectivamente. El cuarzo y el feldespato (diamagnéticos), que son los minerales más abundantes en las rocas g raníticas, no son fa vorables para medir la anisotropía de la f abrica magnética por que por sus for mas equidimensionales, se compor tan magnéticamente prácticamente como isótropos . La aplicación de AMS para el estudio de los cuerpos ígneos debe fundamentarse en estudios texturales y mineralógicos detallados, a fin de poder relacionar los elipsoides magnéticos con el flujo magmático y la dir ección del mismo. En las la vas, la aplicación de AMS es más compleja que en los cuerpos intrusivos debido a las altas tasa de cizalla de los flujos rápidos, que complica la interpr etación. Al respecto, se están llev ando a cabo di versos estudios experimentales para correlacionar el flujo de las rocas con los elipsoides magnéticos . Cañón-Tapia y Pinkerton (2000) han demostrado que en lavas basálticas existe una adecuada correlación entre el elipsoide magnético y el flujo, por lo cual AMS podría ser aplicable a lavas. No obstante, es necesario tener en cuenta la posibilidad de f lujos turbulentos, que complican la inter pretación. . El flujo del magma se puede observar en las inmediaciones del enc lave por las bandas oscur as que se se gregan. no representados en la fotografía. En lugares alejados el enclave. Granito con megacristales de feldespato potásico del batolito de Las Chacras. sierra de San Luis.INTRODUCCIÓN AL ESTUDIO DE LOS CUERPOS IGNEOS 103 Lámina 1. el flujo magmático es muy difícil de reconocer. CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES 105 . CAPÍTULO 6 Cuerpos Ígneos Laminar es Los cuerpos ígneos laminares son aquellos que se caracterizan por tener una relación longitud/espesor >>> 1 y están constituidos por dos superficies planas . Entre los cuerpos ígneos laminares se encuentran los diques y los filones capa (= sills). Uno de los principales atributos de los cuerpos laminares es que por su g eometría son poco favorables para la conservación del calor. asociados a cuer pos intr usivos centrales o a plumas tér micas.. como son p . Estos diques son sub verticales. Rubin. los filones capa se for man cuando la densidad del magma se equipara con la de la caja y el gradiente de presión no es suficiente para continuar con el ascenso. la diferencia entre ambos tiene un significado geológico mucho más importante que esta simple relación sugiere. paralelas entr e si. 1993). 1980. Corry. Son los cuerpos ígneos que tienen la mayor relación superficie/volumen. Están relacionados con los planos de estratificación de rocas sedimentarias o de secuencias volcánicas estratificadas. y por lo tanto no se pueden establecer relaciones de concordancia-discordancia. son en gran parte concordantes y no tienen una ob via asociación con fr acturas. Debido a que la presión que se genera en el cuerpo magmático supera la presión confinante. por lo cual el magma que fluye en su interior debe hacerlo de tal manera que se reduzca al máximo la pérdida de calor por conducción. 1988).5 m/s). Por esta razón. pero el magma se desplaza dentro de ellos en for ma horizontal. el magma tiende a desplazarse horizontalmente (F rancis (1982. Los filones capa. se denominan diques y ob viamente están relacionados a fracturas . Comúnmente los diques son discordantes. Ambos son frecuentes en la corteza y están ampliamente distribuidos en los distintos ambientes g eológicos. Si se cumplen estas condiciones . Están casi siempre rellenando fracturas. constituyendo enjambres (swarms) y se los denomina enjambres de diques/filones capa seguido por un nombre . para lo grar un número de P eclet >>>1.ej. los cuer pos ígneos laminares pueden lleg ar a tener grandes longitudes y los diques pueden constituirse en conductos efectivos para el desplazamiento del magma a tr avés de la litósfe ra (Shaw. A pesar que en la literatura los diques se diferencian de los filones capa por sus relaciones de concordancia-discordancia con la roca de caja. Los diques se diferencian de los filones capa por las relaciones de contacto con la roca de caja.Por este motivo. aunque en algunos tramos de su recorrido pueden ser concordantes. Los filones capa y los diques se pueden concentrar en áreas definidas . Por el contrario. se desarrolla un gradiente de presión horizontal. las rocas plutónicas. y con frecuencia constituyen las vías de acceso del magma hacia los niveles superiores de la corteza. en cambio. en los cuerpos laminares el magma debe desplazarse a altas v elocidades (> 0. 1995. Petford et al. La mayor parte de los diques son sub verticales. El desplazamiento horizontal del magma también se obser va en algunos sistemas de diques r adiales. La energía necesaria para que el magma pueda ascender proviene 1) de la menor densidad del mismo respecto a la de la roca de caja y 2) del gradiente de presión. Los cuerpos laminares emplazados en rocas que no poseen superficies planas. por lo cual sus características texturales son distintivas respecto a los cuerpos ígneos globosos. es que su masa calórica es pequeña. Otra característica común a todos los cuerpo ígneos laminares. Los enjambre de filones ca pa han sido descriptos en la litera tura con menor frecuencia que los enjambres de diques . Finalmente. propias de las rocas plutónicas . propias de las rocas v olcánicas. se los describen como diques an ulares. como son las rocas pelíticas. que abarcan desde texturas porfíricas con pastas afaníticas . En la mayoría de los casos se tratan de texturas porfíricas con .1.2 Enjambre de diques gig antes). Sin embargo. en estrecha asociación con lacolitos. sin r elación con otros cuerpos ígneos. ej. se los encuentra relacionados a coladas . Las diferencias en el modo de emplazamiento de los diques y los filones capa. inclusive en aquellos casos que la composición de la roca de caja es altamente sensible a los cambios de temperatura. dando la impresión que estos últimos son menos com unes. y diques longitudinales .106 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 geográfico: p. las de una cuenca sedimentaria poco diag enizada. debidos a los procesos de o xidación del hier ro. el hecho que estos cuerpos son abundantes en la corteza. ej. como son p . como por ejemplo en los rifts . las cuales serán analizadas en las descripciones r espectivas. Las te xturas inter medias entr e ambos extremos también presentan una amplia variedad. diques r adiales. ya que por su extensión exceden a la simple relación con cuerpos ígneos. Por este motivo. con abundantes ejemplos de texturas transicionales entre las de las rocas plutónicas y las volcánicas. cuando se dan las condiciones a propiadas. cuyas rocas son estratificadas y tienen una densidad relativamente baja. enjambre de filones capa Collipilli. 6. una característica que es común a ambos es su forma laminar. por lo cual se enfrían con rapidez. constituyendo los enjambres de diques. a menos que la er osión haya descubierto solamente unos pocos de ellos . el magma debe desplazarse a alta velocidad para evitar la pérdida de calor por conducción. pero en las re giones donde predominan los pr ocesos tectónicos extensionales. Se denominan diques sin-plutónicos o sin-magmáticos por que se forman antes que finalice la cristalización del plutón. Sin embargo. etc . Se los relaciona con plumas térmicas que interactúan con la litósfera (véase 6. En numerosos casos.Cerro Caicayen en la cuenca neuquina. Para disminuir la pér dida de calor por conductividad. Por este moti vo se los describirá conjuntamente con estos cuerpos ígneos. Raramente se encuentran en for ma aislada. se reflejan en las estructuras. De acuerdo con al diseño de la distribución en el ter reno. hasta textur as g ranulares. las rocas ricas en materia carbonosa o las rocas impr egnadas con petróleo . donde Llambías y Malvicini (1978) han descripto numerosos filones capa. es factible la formación de enjambres de filones capa. En n umerosos casos se encuentran asociados a cuerpos plutónicos . la aureola térmica sólo se manifiesta en los cambios de color ación de la roca. Diques Los diques se presentan con frecuencia en agrupaciones de varios diques. Un buen ejemplo de esto es la región de Colli Pilli . implica que tuvieron que darse las condiciones mínima para que el magma pueda fluir a través de las fracturas sin congelarse. Un pár rafo a parte merecen los enjambres de diques gigantes. por lo cual no producen en las r ocas de caja perturbaciones térmicas significativas. Las rocas que constituyen los diques tienen texturas muy variadas. con composiciones andesíticas y dacíticas . Si el desplazamiento hubiera sido lento tendrían una extensión muy limitada. existe otr o g rupo de diques que se desar rollan durante los estadios finales de la cristalización de los plutones graníticos y que se localizan exclusivamente en su interior. Por esta razón en la caja de los cuerpos ígneos laminar es emplazados cerca de la superficie no se forman hornfels. Lam. En los ni veles superficiales de la cor teza y en los diques de escaso espesor predominan las texturas porfíricas con pastas afaníticas hasta parcialmente vítreas. con máximos que exceden los 23 m. Con frecuencia un dique está compuesto por segmentos de unos 200-300 m de longitud. sin eng rosamientos parciales. son comunes las texturas porfíricas con pastas g ranulares a microgranulares e inclusive granulares de grano mediano. poco viscosos. Eichelberg et al. Delaney y Pollard (1981) compilaron las medidas de los espesor es de los diques basálticos en los enjambres de diques de Islandia obteniendo un promedio de 3. cuyas rocas antiguamente se denominaban con el prefijo de pórfido (p. Estados Unidos. 1990). . Las longitudes de los diques en el sentido horizontal van desde unos pocos metros hasta varios miles de metros . que tienen mayor viscosidad. en estrecha asociación con la formación de plateaus basálticos. organizados en échelon (Fig. En el batolito de Colangüil algunos diques de riolita alcanzan hasta 10 km de longitud (Fig. En los niveles más profundos. del orden de 100 m.. o incluso pastas microgranulares muy finas.) y se las describía como rocas hipa bisales. de solamente unas pocas decenas de centímetros. Los diques que alimentan el plateau basáltico de Columbia Ri ver. en forma irregular. característica de las diabasas. En resumen. prácticamente están representadas todas las rocas ígneas. pero la ab undancia relativa de pende de la viscosidad del magma. En algunos casos. En cuanto a la composición de los diques. Así por ejemplo hay diques anulares de granito asociados a calderas y también diques aplíticos y riolíticos que intr uyen las rocas extrusivas consanguíneas. Los espesores de los diques tienen un amplio rango de variación. o en zig-zag (Fig.CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES 107 pastas granulares de grano fino a mediano . California. que en conjunto permiten identificar al dique. son también texturas intermedias entre las plutónicas y las volcánicas. pero según W ada (1994) están r elacionados a presiones ma gmáticas extremadamente altas. cuy os ma gmas tienen bajas viscosidades. anastomosada. Escocia.5 m. Esto significa que estos diques rellenan pasivamente las fracturas y que el magma se escurrió a través de ellas con facilidad. En el batolito de Colangüil los diques de riolita tienen entr e 5 y 15 m y localmente alcanzan un espesor máximo de 50 m (Llambías y Sa to. Delaney y Pollard (1981) han inter pretado que los segmentos se unen en profundidad for mando un dique con mayor continuidad. no se las puede utilizar directamente para estimar la profundidad del emplazamiento . de 1 m. etc. diques con esta composición tiene espesores anor malmente gruesos. Al describirse la longitud de un dique se considera la suma de todos estos segmentos. son mucho más frecuentes que los silícicos. Los diques máficos .5 m. felsíticas. alcanzado en algunos casos hasta 20 y 25 m. 1. que puedan sug erir la tendencia a for mar domos. lo cual es un indicio de baja viscosidad. pórfido riolítico. pórfido granítico. en los niveles altos de la corteza coexisten las texturas finas con las g ruesas. En general. es de 1. diques silícicos con espesores que v arían entre 6 y 33 metr os. Los diques máficos . Califor nia. y a lo larg o de su exposición exhiben una for ma tabular bien definida. o en diques superficiales de gran espesor. que a su vez depende de la masa ígnea y del contraste tér mico con la caja. 1). 1). el espesor aumenta con la viscosidad del magma y esta propiedad se relaciona con la facilidad del fluido para escur rirse a tr avés de las fr acturas. y si bien no se ha estab lecido espesores promedios. 2) como ha sido resumido por Hoek (1991). sus valores más frecuentes oscilan entre 2 y 15 m. similares a las de las aplitas. (1985) describier on en In yo Domes . ej. pueden lleg ar a tener delg ados espesor es. y en Independencia. Debido a que las texturas resultan de la velocidad del enfriamiento. mientras que el espesor promedio de los diques de Mull. tienen un espesor pro medio de 6 m. Los diques silícicos tienen en promedio un espesor mayor que los máficos. Las texturas ofíticas. ya que el magma que lleg a a la superficie tiene una filiación geoquímica e isotópica que indica sin lugar a dudas su origen en el manto. La roca de caja. Dique de riolita con diseño en échelon de 13. es el caso de los v olcanes Mauna Loa y Kilauea. representado en la Fig . Tiene 550 km de longitud y entre 3 y 10 km de espesor. Simplificado de Llambías y Sato (1990). 1980). El Gran Dique de Zimbabwe. Dvorak y Okamura. En edificios volcánicos complejos. Tampoco la investigación geofísica permite obtener datos concretos sobre la profundidad que alcanzan los diques. 1987. como p. debido a que las exposiciones no son suficientes par a obtener una adecuada infor mación al respecto. hipótesis que también es apo yada por la presencia de encl aves ultramáficos en algunas la vas basálticas. no r epresentada con rastras. en el batolito de Colangüil. en la isla de Haw ai. 1987). La profundidad de los diques silícicos es aún más discutida que la de los basálticos .108 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 N 0 1 km 29 10· 69 19· Figura 1. En estos casos los diques tendrían profundidades de esta magnitud. El conocimiento que se tiene sobr e la extensión de los diques en pr ofundidad es escaso. forman parte del enjambre de diques longitudinales asociados a las intrusiones graníticas de 260-250 Ma. Los diques an ulares y r adiales asociados a edificios v olcánicos con composiciones inter medias a ácidas están estrechamente relacionados a plutones emplazados a unos pocos kilómetros de profundidad. Rhodesia. En numerosos casos se asume que algunas erupciones basálticas están relacionadas a fracturas profundas que atraviesan la totalidad de la cor teza (Shaw. 8. Este dique.6 km de longitud y 20-30 m de espesor. ej. y otros similares que lo acompañan. se ha inferido que las erupciones basálticas se originan en r eservorios magmáticas transitorios ubicados entre 2 y 6 km de profundidad (Johnson. es el dique de mayor desarrollo de la Tierra. y por sus tamaño se lo puede considerar como . En estos casos los diques profundizarían solamente hasta los niveles en los cuales se encuentran las cúpulas de los plutones. corresponde al plutón de T abaquito. y cortan al sistema radial de diques. asociados a puntos calientes o a plumas térmicas. Cada una de ellas posee una estratificación magmática marcada. Un dique consta de las siguientes partes: 1) contacto con la roca de caja.. la erosión deja expuesta la superficie del contacto del dique . T odos los diques representados en la figura son originados por dilatación. la cual también indica la dirección del movimiento del magma y en numerosos casos también el sentido del mo vimiento. El contacto del dique con la roca de caja es neto y está confor mado por superficies planas paralelas entre sí. Son las marcas que producen las irregularidades de la roca de caja en el flujo laminar del magma. El esfuerzo mínimo es perpendicular al dique. Esto se debe al fuerte contraste reológico entre el dique y la caja. . Se pueden equiparar con una grosera lineación. 3). y si se suprimiría el dique la caja podrían volver a su posición original. 1999). algunas de ellas de hasta v arios centímetros. donde es posible obser var la presencia de surcos o protuberancias de diferente grosor. es decir ambas paredes del dique se separan. Esquema de los dif erentes arreglos de diques. En consecuencia cada dique puede ser considerado como una medida de la deformación. En muchos casos el contacto representa una superficie de menor cohesividad respecto a la del dique y a la de la roca de caja. por lo cual no es comparab les con otros diques. sintetizado por Hoek (1991). con rocas ultramáficas en los niveles inferiores y máficas en los superiores. De acuerdo con estos autores. el Gran Dique se habría formado poco después del amalgamiento de los cratones de Kaapval y Zimbabwe. No forma un solo cuerpo ígneo. continuo. En los niveles inferiores se encuentran dunitas y/o harzburgitas que gradan hacia arriba a bronzititas y piroxenitas. único. En los nieveles superiores las rocas ultramáficas pasan en transición a gabros olivínico y gabronoritas. La edad es de 2587 ± 8 Ma (Mukasa et al. 2) borde externo de grano fino. En los diques con mayor resistencia a la erosión que la caja. sino que está constituido por numerosas subcámaras magmáticas con composiciones similares. 3) par te central o núcleo (Fig.CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES ZIG -ZAG 109 IRR EGULA R ANASTO MO SAD O EN-ECH ELO N D ila ta ci n norm a l a los se gm e n to s y al rum bo D ila ta ci n norm a l a los se gm e n to s y al rum bo D ila ta ci n norm a l a los se gm e n to s y o blic ua al rum b o R o ca de ca ja R o ca de ca ja R o ca de ca ja co n do s ju eg o s c o n u n jue go h om o gØn ea d e ele m en to s d e ele m en to s p la na res p la na res F ractu ra E struc tura s p la na res p re v ias D ire cc i n de d ilata ci n P roy ec ci n este re o grÆ fica d e po los de lo s s eg m e nto s y d el ru m b o d el diq u e Figura 2. pro venientes de la r oca de caja. se obser van en el borde exter no del dique tro zos pequeños. En el caso de rocas v olcánicas. El contacto entre el borde de g rano fino y el centro del dique es bastante neto . con una delg ada faja de transición entre ambos del orden de milímetros a unos pocos centímetros. Con frecuencia el espesor es 10-15 cm o aun menor .110 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 ( baja tasa de cizalla ) nœ cle o contacto contacto R oca de C aja bordes de gra no fino ( alta tasa de cizalla ) Figura 3. que indican fr acturación frágil. El borde de grano fino es la parte externa del dique y la que se encuentra en el contacto con la roca de caja. No obstante no se puede descartar que los fragmentos de roca hayan sido removidos por el magma. acumuladas durante el flujo. Tienen for mas irregulares con superficies planas y angulosas hasta astillosas . Este contacto es de tipo soldado y se dife rencia del contacto del dique con la roca de caja. de alrededor de 1 cm de lado. Este proceso se conoce como efecto Bagnold y consiste en la mig ración de las partículas desde las zonas de alta tasa de cizalla a las zonas de baja tasa de cizalla. formado a partir de un magma con viscosidad media a alta. no a escala. R oca de C aja . de pocos centímetros de longitud. Se denomina de grano fino por tener casi siempre un tamaño de grano menor que en el centro del dique. En algunas raras ocasiones. Esquema de las partes que componen un dique. En el centro del dique se han representado partículas sólidas. las trazas de los planos de flujo se han representado con líneas delgadas no continuas. En un perfil transversal al dique el borde de grano fino representa aproximadamente el 10% de la sección. El espesor del borde de grano fino varía desde unos pocos centímetros hasta alrededor de 30 cm. El contacto con la roca de caja es superficie una no cohesiva que separa el dique de la roca de caja. que está representado por una superficie caracterizada por tener baja cohesión. La escasa pr esencia de trozos de la roca de caja en el interior del dique indica que durante la apertura de las fracturas la fragmentación de la roca de caja ha sido mínima. Los bordes de grano fino corresponden a las zonas de alta tasa de cizalla. tanto los fenocristales como la pasta poseen menor tamaño de g rano que en el centro. 39 13. poseen una foliación paralela al contacto.18 1.21 0.44 12.06 1.82 0.69 3. Tabla 1.24 4.81 3.98 3. En algunos casos . que mar can el f lujo del magma. En los magmas más viscosos .CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES 111 La composición del borde de grano fino es menos silícica y más ferromagnésica respecto al centro del dique.44 13.87 262 105 770 142 centro 75.76 0.19 99. son fáciles de observar debido a la elevada tasa de cizalla que tienen estos diques en el contacto con la caja. Estas texturas . En la Tabla 1 se dan los análisis químicos espectivos r de diques de la Esper anza (Rapela y Llambías.06 0.15 99. en algunos diques riolíticos .81 304 40 340 89 dique 2 .23 0.02 0.03 0.16 0.08 11.24 100.64 180 335 660 143 Perfil 2 borde 70.63 0.02 1.20 12.77 1.29 0.05 0.43 0.85 0.77 0.08 2.62 0.79 0.13 2.59 0.21 99. la foliación no es tan visible por que la tasa de cizalla es mucho menor.29 152 630 1535 277 centro 71.62 1.07 1.01 0.87 0. además de tener un tamaño de g rano menor. Composición química del centro y borde de dos diques de riolita de La Esperanza.33 99.56 1.10 0.96 0.80 1.15 4.07 0. 1985).70 3.98 230 265 1140 179 borde 75.35 4.05 12.30 99.16 2.51 136 530 1360 228 centro 75. que muestran que la magnitud de la variación en la composición no es homogénea.83 3.46 0.15 2.82 0.10 2.72 4.71 1.01 0.09 1.15 0.06 0. Rio Negro Diques riolíticos con gruesos fenocristales de feldespato potásico dique 1 Perfil 1 SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 H2O+ H2OTotal Rb Sr Ba Zr borde 70.58 0. Las texturas y estr ucturas del borde de g rano fino v arían de acuerdo con la viscosidad del magma. esta foliación es tan marcada que la r oca se fragmenta en for ma similar a una filita o pizar ra. dada por: 1) la orientación y agrupamiento en planos de los fenocristales y 2) por los conjuntos de inclusiones y de cristales embriónicos inmersos en las pastas vítreas a felsíticas . como p.40 0.75 0.14 1.58 0.15 1. como los basálticos .41 3.80 0.ej.46 0.09 3.42 0.46 0. variando de un sector a otro aun dentro del mismo dique. En los diques for mados por magmas menos viscosos .00 0.60 0. como los silícicos.25 1. cuyo espesor es del orden de apenas unos pocos milímetros . . Este proceso se conoce como efecto Bagnold . El centro o núcleo constituye más de las 2/3 partes del dique. debido a que la tasa de cizalla en el centro del dique es menor que en el borde de g rano fino. En los planos de foliación es posible observar lineaciones que indican la dirección del movimiento del magma (Fig.112 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 Frecuentemente el borde de grano fino se lo describe como un borde enfriado (véase Huppert y Sparks. 4b del Capítulo 3). se desarrollan venillas y crecimientos tardíos irregulares. La magnitud de este proceso está estrechamente relacionada con la tasa de enfriamiento del dique. que se enfrían lentamente. mientras que en el centro el gradiente de velocidad dismin uye considerablemente hasta ser n ulo. se concentra contra los bordes del dique donde la tasa de cizalla es mayor. e incluso se pueden producir modificaciones en la composición. el borde de grano fino actuaría como lubricante. en los bordes de grano fino se produce un reordenamiento de la textura. pero en los diques de ma yor espesor. Está constituido por una roca masiva con un tamaño de g rano más g rueso que el del bor de de g rano fino. 11 del ca pítulo Propiedades Físicas del Magma). comparable a un tapón (plug). En diques silícicos relati vamente delgados. El borde exter no de g rano fino del dique se corresponde con la faja de alta tasa de cizalla y los contactos casi netos con el centro del dique sugieren que hay una superficie de despegue entre ambos. De acuerdo con Carrigan y Eichelberg (1990) el borde de grano fino podría haberse formado por un proceso de se gregación viscosa durante el f lujo. De acuerdo con estos autores. Esta distrib ución es un f enómeno relativamente común dur ante el f lujo de cualquier substancia líquida que se desplaza por un canal o un conducto. por el cual la por ción menos viscosa. Los últimos minerales en cristalizar reemplazan parcialmente a los primeros . las texturas producidas durante el flujo se conservan en su totalidad. Los estudios estr ucturales de los diques asociados a diversos enjambres radiales sugieren que en muchos casos el desplazamiento es horizontal. que es la menos silícica. En los bordes del dique las altas tasas de cizalla implican un fuerte gradiente de velocidad. generando texturas subsólidas. y que se dirige desde un centr o o foco del sistema radial hacia la periferia del mismo . desplazándose el centro en forma masiva. y su eficiencia aumenta en f orma proporcional al tamaño de las par tículas y a la tasa de cizalla. Las texturas que evidencian el flujo magmático pueden ser reconocidas por el alineamiento de los fenocristales o de las inclusiones . Durante el flujo del magma en un dique. Las par tículas sólidas son empujadas desde las zonas de alta tasa de cizalla a las de baja tasa de cizalla. y los ejemplos más notables se dan en los diques que contienen partículas sólidas (xenolitos) de varios centímetros de lado (Fig. En g eneral presenta texturas de flujo menos marcadas. las texturas de flujo se pueden reconocer por la alternancia en la pasta de bandas de distintos colores y/o de distintas microestructuras. 1989). facilitando el movimiento del magma dentro de la fractura. que tienden a concentrarse en el centro del mismo. T hompson y McBir ney (1985) y Marsh y Maxey (1985) explicaron esta redistribución sobre la base de las diferencias en las velocidades de las láminas de flujo en el interior del dique. También es relativamente frecuente en los diques. las partículas sólidas tienden a concentrarse en el centro del mismo. cuando el magma se ha detenido y la transmisión de calor se transforma de convectiva en conductiva. pero se debe tener en cuenta que la pérdida de calor por conductividad es mínima si se la compara con el transpor te de calor con vectivo. y por lo tanto no se desar rolla una textur a f luidal fácilmente obser vable. Durante la etapa final de la cristalización del dique. El ejemplo más popular de este proceso es el de los troncos transpor tados por un río. Estas características indican que el borde de grano fino no es un simple borde enfriado y por lo tanto no representaría la composición más primitiva del magma en el dique. En los diques que se enfrían con rapidez. formados durante la eta pa de f lujo activo. debido a que la for mación de las fracturas es continua (Kidd y Cann. Estas variaciones composicionales. aunque no tienen un desar rollo de tanta envergadura como en los rifts intracontinentales o en las dor sales oceánicas. Las primeras son más ricas en TiO 2 y en elementos incompatibles respecto a las segundas (Bossi et al. 4). con muestras del borde y del centro . porque al desplazarse el borde de grano fino más lentamente que el centro. Los enjambres de diques máficos de las dorsales oceánicas son los que tienen ma yor desarrollo y se los puede obser var en los complejos ofiolíticos . Esto se debe a que se forman en las dorsales. las rocas de ambas partes no necesariamente están en equilibrio. también se debe considerar el efecto Bagnold. El enjambre de diques máficos que se encuentra en el cratón del Río de La Plata.CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES 113 Muestreo de diques: Para muestrear un dique y obtener muestras representativas se deben tener en cuenta las dif erencias composicionales entre el borde de g rano fino y el centro . mejorando la calidad de los r esultados. En primer lug ar. Se encuentran comúnmente en el interior de las placas continentales.1. que alter a la composición de los r espectivos equilibrios magmáticos . 1999). Poseen bordes enfriados y las texturas en su interior tienen un amplio rang o de variación. donde están relacionados con los batolitos del arco magmático. Se pueden cometer errores severos en una investigación petrológica si se compara el borde de grano fino de un dique con el centro de otro . Se los los puede observar en los complejos ofiolíticos adosados tectónicamente a la cor teza continental. y en mar genes continentales di vergentes. Están compuestos por dos conjuntos de rocas : andesitas tholeíticas y andesitas basálticas. en estrecha asociación con rifts. Son verticales. llegando hasta micro granosas. 6. Diques longitudinales Los enjambres de diques longitudinales tienen una distribución paralela coincidente con una estructura mayor. que redistribuye las partículas sólidas en el interior del dique. La edad de su emplazamiento ha sido deter minada en 1727 ± 10 Ma (T eixeira et al.. 1974). Esto es necesario para comparar los diques entre si. Los enjambres de diques longitudinales relacionados a batolitos de fajas orogénicas son también relativamente comunes. Está constituido por un conjunto de diques subverticales de rumbo N 70° E.5 y 80 m.1. comúnmente presentan un solo borde enfriado . son fa vorables para un m uestreo orientado para la confección de una isócrona Rb-Sr. ya que las diferentes composiciones de un mismo dique son indudablemente consanguíneas. Uruguay. Los enjambres de diques máficos longitudinales asociados a los márgenes divergentes de placas forman parte de la capa inter media de la corteza oceánica (Fig. a las que alimentan. es un típico ejemplo de diques longitudinales de intraplaca asociados a extensión. Sus composiciones son v ariables. También se los encuentran en los márg enes convergentes. El m uestreo de un conjunto de diques de be ser sistemático . Los minerales más abundantes son plagioclasa (An42-64) y augita y están acompañados por pigeonita. sin embarg o. Los accesorios más comunes son apatita. Además. lo cual permite expandir la relación Sr/Rb. que es donde se genera la corteza oceánica. En general son subverticales y el r umbo es coincidente con el r umbo del ba tolito y con el de los plutones alar gados con r elaciones axiales > 1. porque las comparaciones se deben efectuar entre unidades de rango similar y en segundo lugar. magnetita.. anfíbol y biotita. con espesores que varían entre 0. en particular en las dorsales oceánicas. También se debe tener en cuenta que el borde de grano fino no necesariamente representa la composición más primiti va del magma. Están asociados a las lavas basálticas en almohadilla. 1993). per o comúnmente tienen características calco- . ilmenita y pirita. paralelos al eje de la dorsal. por lo cual se produce un intercambio dinámico de la composición. 1985).2. andesitas y r ocas con texturas intermedias. 6.7%. En el segmento Lima del batolito de la Costa de Perú es de 13% (Pitcher y Bussell. La roca de caja de los iques d son mayormente gabros.1. Apenas un 5% de estos diques tiene composiciones mesosilícicas y están compuestos por microdioritas . y comparando ese espesor con el del batolito. de acuerdo con Puigdomenech (1987) es de 2. También hay diques longitudinales silícicos. Si bien son contemporáneos con los diques riolíticos . la composición pr edominante de los diques es mesosilícica y están for mados por micr odioritas. algunas con gruesos fenocristales de hasta casi 2 cm de largo. Diques radiales y anulares Los diques radiales y anulares exhiben diferentes diseños en su distribución. y que representan la etapa final del emplazamiento del batolito. y otras son casi afíricas. acompañando la composición del batolito . en una sección transversal a su rumbo. mientras que en Colangüil. 1985). y probablemente pro vienen de distintas fuentes . evidenciando distintos desar rollos e intensidades de los esfuerzos de dilatación regionales (Pitcher y Bussell. 5 y 6) que han sido r eferidos a la etapa post-oro génia tardía por Llambías y Sato (1995). Las rocas más frecuentes son riolitas .114 capa 1 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 sedim entos lavas en alm ohadilla com plejo de diques gabros nica C orteza oceÆ capa 2 capa 3 discontinuidad de M ohorovicic gabros estratificados peridotitas estratificadas peridotitas Figura 4. Estos enjambres de diques son cor tados por los complejos intr usivos centrados pertenecientes al mismo batolito . Las composiciones de estos diques son predominantemente silícicas . El factor de dilatación que tuvo lugar durante el emplazamiento de los diques se puede estimar sumando el espesor de todos los diques. Perfil esquemático de la cor teza oceánica y de la par te superior del manto . alcalinas. El enjambre de diques longitudinales constituye la capa 2 de la corteza y en parte cortan las lavas basálticas en almohadilla de la capa 1. andesitas y rocas con texturas intermedias. donde predominan las composiciones tonalíticas a g ranodioríticas. pero se encuentran en una proporción mucho menor. aparentemente han evolucionado en forma separada. No se han observado diques con composiciones transicionales. aunque ambos están asociados a campos de esfuerzos puntuales y nor malmente están en estrecha vinculación M anto . En el batolito de la costa de P erú. En el batolito de Colangüil los diques longitudinales están relacionados a las intr usiones de los granitos (Figs. Mapa simplificado de los diques longitudinales del batolito de Colangüil.CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES Enjam b res de diques longitudinales en el batolito de Colang il E n ja m b re de d iq ue s radial d e Ta b a qu ito 0 0· S 115 29 N 29 0 ·O 69 3 3 0· S 30 00· S 30 30· S fa lla s terciaria s d iq ues 2 0 km Figura 5 . Simplificado de Llambías y Sa to (1995). La mayor parte de los diques está relacionada con la intrusión de los plutones de monzogranitos. . intruidos entre los 260 y 250 Ma. Los contor nos vacíos representan los plutones que componen el batolito . En el extremo norte del batolito se encuentra el sistema radial de diques de T abaquito que es cortado por el sistema longitudinal. Son subverticales y la distribución de los diques no siempre abarca los 360°. Colorado. predominando unos u otros. 1987).7%. Cordillera Frontal de San Juan. que abarca una área intermedia entre la de los enjambres de diques gigantes y los complejos de diques asociados a simples aparatos volcánicos o complejos intrusivos centrados. de pendiendo de las estr ucturas pr evias de las roca de caja y de la distribución de los esfuerzos residentes en ella. . El espesor promedio de los diques es de 3 a 5 m y su mayor distancia del centro focal es de 24 km (Smith. Las lineaciones de f lujo de las paredes de los diques indican que el magma se desplazó desde el centro hacia afuera horizontalmente. 7). El factor de extensión. Intr uyen rocas sedimentarias del T erciario inferior. con una componente hacia arriba (Smith.116 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 con cuerpos ígneos globosos. Están compuestos principalmente por traquiandesitas . 1987).5 5 km Figura 6. Los diques se disponen en un arco de 360° y a barcan un área de casi 1000 km 2. Bato lito de Co lang il S im p lific a d o d e Pu ig d o m e n e c h (1 9 8 7 ) N A rro yo E l Sa la do Ar ro yo de Lo sP ue nt es 2 9 5 0 ·S 0 6 9 3 0 ·O 2. El clásico y ampliamente estudiado ejemplo es el sistema radial de Spanish Peak. Los diques radiales son rectilíneos y tienen una distribución radial a partir de un centro que se denomina punto focal. (Fig. No siempre ambos sistemas de diques se presentan en forma conjunta. Diques longitudinales de composición riolítica asociados al plutón de monzogranito de Los Puentes. Simplificado de Puigdomenech (1987). Los esfuerzos que dan origen a los sistemas radiales están relacionados con las presiones Plut n de granito Los Puen tes. USA. batolito de Colangüil. representado por la suma total del espesor de los diques en un perfil transversal al plutón es según este autor de 2. no es común encontrar ambos tipos de diques en forma conjunta en la naturaleza. 8). 1972). si acaso se puede observar. Son v erticales. pero no se ha podido determinar el punto focal y el ángulo de di vergencia es muy pequeño. con un r umbo predominante NW-SE bastante constante. Colorado. Los diques radiales corresponden a la trayectoria de los esfuerzos principales máximos. los diques a barcan un cono de solamente 60°. Sasso (1998) postula para el distrito v olcánico un campo de esfuerzos asociado a un régimen tr anstensivo relacionado con fallas de r umbo dextrales NE-SE. USA. magmáticas de las intrusiones centrales. como es el caso de Spanish Peak (Pollard. el espesor v aría entre 1 y 10 m y cubren una superficie de 70 km 2 (Fig. Sin embargo. 9). Están compuestos por andesitas cuarcífe ras. El más denso de ellos está constituido por diques de 1 a 2 m de espesor de andesitas basálticas . Sistema radial de diques de Spanish P eak. por lo cual las consideraciones acerca de su for mación son similares. En F arallón Neg ro . redibujado de Smith (1987). En el complejo Volcánico F arallón Ne gro (Fig. Su desarrollo depende del radio de la cámara magmática. Este sistema difícilmente es del tipo longitudinal puro. en la pro vincia de Catamarca. se han determinado varios sistemas de diques (Llambías. 1998).La estrella señala el punto focal de los diques.CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES 117 P un to fo c aL R oc a s plu t n ica s y v olc Æ n ic a s c on te m p o rÆ n ea s 0 10 m k 3 7 30 · 105 Figura 7. en el ba tolito de Colangüil. Los esfuerzos que posibilitan la formación de los diques radiales son los mismos que los que originan los diques anulares. En el caso del sistema radial de T abaquito. de la presión magmática y del campo de esfuerzos regional (Koenig y Pollard. En algunos sistemas de diques radiales su distribución abarca solamente una porción del círculo. 1987). Pueden ser del tipo radial. combinadas con un campo de esfuerzos regional. 1970. dacitas y en menor proporción riolitas . debido a que se encuentra en el interior de un aparato v olcánico. según Llambías y Sato (1995). Los intr usivos que constituyen la unidad Andesita de La . La composición de los diques varía de andesítica a dacítica. el de pórfido granodiorítico de El Durazno y el de andesita de Agua Tapada (Fig. batolito de Colangüil. cuyo máximo desarrollo se da en un arco de 60°. Los diques riolíticos longitudinales de rumbo NNO-SSE cortan al sistema radial. Enjambre de diques con diseño radial en el plutón de Tabaquito. de menor densidad.118 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 69 20 O N E njam b re rad ial d e d iqu es d e Tab aqu ito b ato lito d e C o lan g il 2 9 0 0 ·S R o Bl an co fallas diques G ran odiorita Tabaq uito 0 5 km Figura 8. otros sistemas de diques. La estrella representa el punto focal del sistema radial. No se han obser vado diques an ulares asociados a estos sistemas radiales . Los sectores en blanco del dibujo corresponden a la cubierta post-batolítica. son radiales respecto a los cuerpos intrusivos de mayor tamaño como son el de monzonita de Alto de La Blenda. 9). con escasa proporción de riolitas. Los domos subv olcánicos que constituyen la unidad Andesitas de La Chilca están alineados a lo largo de la fractura anular que delimita la caldera. Diques radiales se encuentran relacionados con el plutón de monzonita de Alto de La Blenda y el cuer pos subvolcánico de dacita de Agua T apada. Calch aqu (M ioceno) B asam ento cristalino C err oB ol M onzonita A lto de L a Ble nda 7.39 M a basÆ ltica C oladas y filones capa de and es tas y basaltos B rechas y tobas de la pa rte externa del estratovolcÆ n B rechas g neas y aglo m era dos and es ticos vetas de manganeso posible borde de calde ra fallas inversas de alto Æ ngulo S a ie r r de ve la O je r a A reniscas de la Fm .7.14 M a A ndesita cuarc fera 6. Los diques son de andesitas y andesitas basálticas.39 M a A gua Tapada Bajo de La ALumbrera A ta jo 119 Figura 9.50 M a ad el R iolita Los Leones D acita M acho Mu erto 5.30. . según Llambías (1970 y 1972). Mapa simplificado de Farallón Negro.78 . El enjambre de diques NNO-SSE es de tipo longitudinal. 7.95 a 6.88 Ma D iques de andesita 6. Ocupan el lugar de diques anulares. provincia de Catamarca. que no se pudieron desarrollar debido a la elevada viscosidad del magma.N sim plificad o de Llam b as (1 970) Loma M orada M apa geol gico de Farall n Negro CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES Agua Tapada Agua de Dionisio El Durazno Alto de la Blenda La Escalera G ra nodio rita El D urazno A ndesita La C hilca 7. Los espesores son del orden de 1 a 2 metr os o menores (Bro gioni. constituidos mayormente por monzogranitos. desde volcánicas hasta granulares. pero también se los encuentran en fajas orogénicas. Capítulo 8).. ya sea con composiciones máficas. Las r ocas que los integran poseen texturas variables. En el batolito de la Costa de P erú donde los innumerables plutones que lo componen se intruyeron en diferentes pulsos magmáticos. compuestas por cuer pos plutónicos de secciones circulares . 1972). C om plejo C en trad o F ortaleza simp lificad o de Bussel et al (1976) N d iq u e s a n ula res c ue rp o ce n tra l 5 km R ocas volcÆ n ica s G rano dio rita Pu scao: dique a nular y cu erpo ce ntra l G ranito San Je r nim o: diqu e anu lar G abb ros Figura 10. Los diques y están compuestos por aplitas . los complejos centrados están siempre relacionados a la fase final de cada uno de esos pulsos . compuestos por g ranitos. y Alpa Cor ral. San Luis. microg ranitos y raramente por pegma titas. 1991. tienen espesores v ariables. simplificado de Bussel et al. Pinotti et al. El plutón centr ales al cual están relacionados es de granodiorita (Bussell et al. microg ranitos y g ranodioritas (Fig. Los casos más destacados de diques anulares se encuentran en los complejos plutónicos centrados. típicas de rocas plutónicas. los diques anulares están asociados a los plutones de ma yor tamaño. Córdoba (Fig. que ha sido interpretada como una fractura que delimita una caldera (Llambías. 1996).10). En los batolitos post-oro génicos de Las Chacras . 5.120 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 Chilca tienen una distribución anular. . o silícicas. El cuerpo central es de g ranodiorita. similar al dique anular. Los diques anulares asociados a intr usiones centradas. alcanzando hasta 1 km. (1976). Se encuentran estr echamente asociados a cuer pos ígneos y en aquellos casos que estos no están af lorando. batolito de la Costa de Perú. Los diques anulares están compuestos por monzog ranitos y granodioritas de grano fino. 1976). con diseño an ular. Estos complejos centrados son frecuentes en intraplaca. En el batolito de la Costa de P erú se han descripto diques an ulares con espesores de 1 km. Los diques anulares tienen un recor rido curvilíneo. En este caso los diques anulares están asociados a plutones cir culares que se intruyeron durante la fase final de un pulso ma gmático. Complejo centrado de Fortaleza. los diques anulares son indicadores de su presencia en profundidad. Son numerosos los ejemplos de enjambres de diques gigantes y su emplazamiento ha tenido lugar durante diversas épocas. con excepción de la par te central del sistema. El espesor promedio de los diques es de 30 m. es uno de los campos de diques más extenso de la Tier ra. denominado Mackenzie. Otro destacado ejemplo es el enjambr e de diques de edad Terciario inferior . Los diques anulares también están asociados a los complejos volcánicos y en muchos casos señalan los bordes de las calderas. En los complejos v olcánicos escasamente erosionados los diques an ulares per miten inferir la presencia de cuerpos plutónicos en profundidad. 1988) y forman parte de una gigantesca provincia volcánica denominada Provincia Volcánica de Atlántico Norte. como filones capa. 1989). 3) abovedamiento de la topografía en la región central. pero localmente se encuentran algunos diques con oli vina normativa.. denominado punto f ocal.. según Ernst et al. de unos pocos millones de años (Ernst et al. El enjambre de diques radiales. se f orman a lo larg o de ella cuer pos subvolcánicos globosos que se distribu yen en for ma de rosario. 11). 1982. 54-57 Ma (Coffin y Eldholm. Comúnmente abarcan extensiones de más de 1 x 10 6 km2. Localmente los diques están asociados a e xtensas coladas basáltica y a cuer pos intrusivos laminares. En aquellos casos en que la viscosidad del magma es suficientemente alta como para dificultar el escurrimiento del ma gma a tra vés de la fr actura anular. y por la gran amplitud de su extensión. que tiende a tener una componente vertical significativa. que abarcan desde el Pr ecámbrico hasta el Cenozoico . Canadá (Fig. Abarca una extensión de 430 km en un área de 20. 2) presencia de rocas plutónicas y volcánicas. Se extiende a lo largo de 2000 km y abarca una superficie de 2. (1995).2. Frecuentemente tienen un diseño radial. Mac Donald et al. al noroeste de la bahía de Hudson. La composición predominante es la de un basalto tholeítico cuarz o normativo. Enjambres de diques gigantes Los enjambres de diques gig antes son concentraciones de diques . con pastas finas a afaníticas. otra característica que es comparab le con la de algunos plateau basálticos . Cada plutón tiene su propio sistema de diques anulares y esta es una característica que diferencia a estos batolitos anorogénicos de los orogénicos. En estos sistemas. en su ma yoría máficos. La distribución de los diques está constreñida a un arco de 100° de ángulo. que alcanza hasta Groenlandia. son las siguientes: 1) el sistema radial con verge en un centro . 6. La composición es principalmente basáltica y los diques están asociados a cuerpos . del noroeste de Escocia y norte de Irlanda. 1994). que es similar a la del plateau basáltico de Paraná-Etendeka. 1995). El espesor promedio de los diques es de 2 a 4 m con máximos de hasta 40 m. La edad es de 1272 Ma y el hecho más notable es que su desarrollo completo fue muy rápido. en la par te central del sistema radial.CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES 121 En los complejos ígneos de intraplaca los diques anulares están estrechamente relacionados con cada periodo de intrusión. Las características más sobresalientes.. los diques radiales están ausentes o son raros. del orden de apenas 5 Ma (LeCheminant y Heaman. con longitudes de más de 300 km y se emplazaron en un único periodo de actividad ígnea de corta duración. El radio de curvatura de los diques y el área que abarcan indican el tamaño del cuer po. 4) flujo horizontal del magma a través de las fracturas. Los espesores son del orden de unos pocos metros a decenas de metros. de composición similar a la de los diques .7 x 10 6 km2. y las texturas predominantes son porfíricas. 1995).000 km2 (Speight et al. son comparables a las dimensiones de los más grandes plateau basálticos (Ernst et al. compuestas por complejos máficos y ultramáficos estratificados de similar edad.. probablemente cerca de la interfase manto-núcleo (Allèg re. Koenig y P ollard. (1995). 1990). . Esta hipótesis se fundamenta en el hec ho que algunos enjambres de diques radiales gigantes están separados por cortezas oceánicas indicando que han sido desmembrados conjuntamente con los continentes. Yale y Carpenter (1998) han sugerido que los enjambres de diques radiales tienen una distribución temporal con cierta periodicidad. Así por ejemplo. ej. Redibujado de Ernst et al. Están compuestos mayormente por rocas máficas. Muchos de ellos han sido desmembrados durante la disgregación del continente de Gondwana.122 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 intrusivos y coladas de similar composición. Las plumas tendrían sus raíces en el manto inferior . don0 5 00 1 00 0 km S S BAHIA DE HUDSON CANADA Figura 11 Complejo gigante de diques radiales de Mackenzie. El doble rayado oblicuo indica la cubierta Fanerozoica que cubre a los diques. está espar cido en el sudeste de USA. como p. el enjambre del Atlántico central. 1995. El ambiente tectónico al cual están relacionados los enjambres de diques gigantes es variado. El centro focal se encontraría en el océano Atlántico (Oliveira et al. Los sistemas radiales gigantes han sido atribuidos indistintamente al domamiento producido por el ascenso de una pluma térmica o a la intr usión de cuerpos magmáticos (Ernst et al. 1997). 1998). en la costa oriental sahariana de África y en el norte de Sudamérica. que f avorecen el aislamiento térmico. La estrella marca el punto focal del sistema.. Enjambres de diques radiales se han descripto en otros planetas. pero en general se encuentran en el interior de las placas continentales. Er nst y Buchan. en Venus. por lo cual se le atribuye una estrecha relación con la aper tura del océano Atlántico. que se cor responde con la fo rmación de los supercontinentes . en los territorios del noreste de Canadá. 1997. 1969). Lateralmente también alcanzan g randes dimensiones. Espesores de 50-150 m. y menor grado de oxidación. Filones capa de diabasa en Argentina han sido descriptos por F ernández Gianotti (1969). af lorando en f orma m uy destacable en la faja plegada del Agrio entre Collipilli y Chos Malal. pasando transicionalmente de unos a otros . Filones capa con composiciones algo más silícicas han sido descriptos en la cuenca neuquina del nor te de Neuquén y del sur de Mendo za. no siempre se encuentran presentes . escasa v esiculación. que ha sido intensivamente estudiado (Walker. La edad es Eocena (Llambías y Rapela. USA. Algunas de las características que se invocan para dife renciarlos. o aun más. Están compuestos por andesitas. La edad es T riásico superior y se intr uyó en ar eniscas subhorizontales. son frecuentes en las rocas máficas. El tec ho y el piso están constituidos por superficies planas. de edad Triásica.CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES 123 de la remodelación de la superficie permanece inactiva desde hace unos 500 Ma y por esta razón se desestima durante este lapso el desarrollo de una tectónica de placas comparable con la de la Tierra. 6. aunque localmente tienen tr amos discor dantes (Fig . El filón ca pa está compuesto por una diabasa . en Sudáfrica. Filones capa Los filones capa son cuerpos ígneos laminares. tiene un espesor de hasta 300 m y sus afloramiento se extienden a lo largo de 75 km. Posee bor des enfriados en el techo y en la base.3. Son clásicos los enjambres de filones capa de diabasas jurásicas de la cuenca de K arroo. en la provincia de Chubut. Las coladas se pueden identificar si tienen: 1) texturas escoriáceas . los filones capa se pueden confundir con coladas debido a las formas laminares de ambos cuer pos. 1983). donde se encuentra el filón capa de Palisades. que en su mayor parte son concordantes con la estr atificación. El filón capa de Palisades se encuentra entre los que han sido estudiados con may or detalle. etc. Los filones ca pa se encuentran g eneralmente formando enjambres y están estrec hamente asociados a cuencas sedimentarias . como ser bor des de enfriamiento en base y tec ho. algunas coladas también presentan estas características . Los campos de filones capa de diabasas (= doleritas) son los que alcanzan las mayores dimensiones y también son los que han sido estudiados con mayor detalle. que conectan un filón ca pa con otro y 2) la con vergencia de dos filones capa en uno solo. Además. 2) el techo parcialmente er odado y 3) paleosuelos en su par te superior. por lo cual estos indicios no son totalmente decisi vos. El espesor de cada filón capa es variable. variando el tamaño de g rano de las texturas de acuerdo con el espesor de cada filón capa. 1982. Es frecuente que v arios filones capa se conectan entre si a través de delgados diques o se anastomosen for mando filones capa más g ruesos. Comúnmente son subhorizontales y están alojados en rocas sedimentarias . los de P ensilvania y Nueva Jersey. desde unas pocas decenas de centímetros hasta varios metros. Es subhorizontal. En n umerosas r egiones los filones ca pa están estr echamente asociados a lacolitos . conformando en la mayoría de los casos cuerpos tabulares. ya que una colada es contemporánea con la sedimentación y un filón capa es posterior a ella. La distinción entre ambos es de g ran importancia porque permite asignar una edad rela tiva a la actividad ígnea. abarcando hasta v arias decenas de kilómetros (F rancis. pórfidos andesíticos y pórfidos microdioríticos . altamente vesiculosas. paralelas entre si. 1984) y constituyen un provincia subvolcánica de amplia distribución. discordantes. los de Tasmania. Las características más confiab les para dif erenciar un filón capa de una colada son: 1) los diques . siendo el de la base mucho más notorio que el del techo. pues tiene un desar rollo de hasta 9 m de espesor . 12). En secuencias sedimentarias. en las cercanías de Nueva York. Las composiciones de los filones ca pa más frecuentes son las básicas e inter medias. 124 CORRELACIÓN GEOLÓGICA Nº 15 Figura 12. No se ha reconocido ningún tipo de diferenciación magmática. siendo la relación con el piso concordante. (dolerita) con textura granular a ofítica. Esto se explica porque la transmisión del calor por conductividad hacia la caja ha sido muy poco eficiente. la transmisión tér mica pasa a ser ex clusivamente conductiva. cerro Pelán. poco al nor te del codo del río Senguerr. porque las reacciones metamórficas son tan . Está constituido por una diabasa olivínica. Tiene un espesor de 75 m y aflora a lo largo de una extensión de 2 km. A partir del momento que el magma se detiene. no se f orman hor nfels. Precisamente. cuyos espesores son 15 m y 6 m. al sur del volcán Domuyo. En el tercio superior aparece en forma intersticial un agregado granofírico de cuarzo y feldespa to potásico. debido a estas características el filón capa de Palisades ha sido uno de los ejemplos clásicos invocados para explicar los procesos de fraccionamiento ma gmático. las aureolas de contacto tienen un incipiente desarrollo o no existen. El filón capa que corona el cer ro. probablemente porque el espesor no fue suficiente para ello . Contiene en su parte inferior una capa cumulática rica en olivina de hasta 6 m de espesor. Neuquén. El filón capa de Múseka se encuentra al sudoeste de Sar miento. con composiciones equi valentes a ferrogabros. pero la masa magmática es tan pequeña. Como ocurre en la mayoría de los cuerpos ígneos laminares. V aca Muerta. Está emplazado en tobas y areniscas tobáceas del Gr upo Chubut. se interdigita entre las sedimentitas separándose en dos unidades. que el calor cedido a la caja también es pequeño y por lo tanto se disipa rápidamente. provincia de Chubut. Filones capa de andesita emplazados en la sedimentitas pelíticas de la Fm. con textura ofítica. 1969). a partir de la cual el filón capa pasa a un gabro que gradualmente se enriquece en hierro. En consecuencia. de 30 m de espesor . La pobre variación litológica sugiere que los procesos de dif erenciación magmática in situ tuvieron escaso desar rollo. El techo está parcialmente erodado y en los relictos que quedan se obser va que el techo es discordantes (Fernández Giannotti. Esta interdigitación es propia de los filones capa y permite diferenciarlos de las coladas. con escasas variaciones entre la base y el techo. donde pequeñas diferencias en la temperatura y/o en el grado de cristalización inducen cambios en la viscosidad que condicionan la for mación de un filón capa o de un lacolito . Dique de composición microdiorítica con diseño en echelon. . Los magmas con viscosidades rela tivamente más altas tienden a for mar lacolitos en lugar de filones capa. ya que tienen enor mes dificultades para escur rirse entre los estr atos. La baja viscosidad es una característica propia de los fundidos con composiciones máficas e inter medias y por este moti vo los filones capa con estas composiciones son los más ab undantes. pr opiedad que le per mite escur rirse fácilmente a tr avés de los planos de estratificación de las unidades sedimentarias . promoviendo el domamiento del tec ho y por lo tanto la for mación de lacolitos . la elev ada viscosidad fa vorece el desar rollo de esfuerzos magmáticos propios. Las rocas silícicas debido a la elev ada viscosidad de sus fundidos r aramente forman filones capa. En estos casos la capacidad bo yante del magma tiende a cero. Estas variaciones pueden observarse en una misma provincia magmática.CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES 125 lentas que los nuevos cristales no tienen tiempo de cr ecer. Además. cuyas r ocas tienen densidades relativ amente bajas. La transición entre los filones capa y los lacolitos depende de pequeñas variaciones en la viscosidad del magma. Lámina 1. Esto puede ocur rir en las cuencas sedimentarias poco dia genizadas. Una de las propiedades más importantes que favorece la formación de los filones capa es la baja viscosidad del ma gma. La for mación de filones ca pas también se fa vorece cuando la densidad del magma se iguala con la de las r ocas del entorno. y por lo tanto el ma gma f luye horiz ontalmente. La roca de caja pertenece al Granito Los Puentes. batolito de Colangüil. CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES 105 . Se emplazan preferentemente en los niveles superiores de la corteza. Figura 1. conjuntamente con las capas de la roca de caja que acompañan su convexidad. . mientras que el techo es convexo hacia arriba. concordantes. intercalándose entre los bancos extr usivos. que se describirán más adelante . en su mayor parte. Las secciones exhibidas por este autor fueron consider adas como el paradigma de un lacolito. quien fue el que describió en detalle y resumió las características más destacables de estos cuerpos. 1). En numerosos casos los lacolitos forman parte del aparato volcánico. En planta tienen secciones g roseramente circulares o en for ma de lengua. ya sea en rocas sedimentarias o volcánicas.CAPÍTULO 7 Lacolitos Los lacolitos son cuerpos ígneos emplazados en rocas estratificadas cuyas relaciones de contacto son. Otros cuerpos ígneos con for mas y relaciones con la caja similar es a los lacolitos son los facolitos y los lopolitos . Fig . Lacolito tal cual fue dibujado y descripto por Gilbert (1887). Generalmente el piso es plano. La denominación de lacolito se popularizó a par tir del trabajo de Gilbert (1877. 128 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS El magma que alimenta un lacolito asciende a través de un conducto o canal alimentador. Según este autor si la relación es < 10 el cuerpo es un lacolito y si es mayor es un filón capa. los esfuerzos magmáticos deben superar a la carga y flexionar hacia arriba las capas de la roca de caja. Billings (1972) separó a los lacolitos de los filones ca pa por la relación del diámetro respecto al espesor. 2) el tamaño del cuer po y 3) la for ma del techo. Otra de las características distinti vas de los lacolitos es el domamiento de las capas por encima del tec ho. intr uido en las ar eniscas rojas continentales del Mioceno (Lev eratto. Por esta r azón se emplazó en las citadas ar eniscas. Si predominan filones capa y/o lacolitos de menores dimensiones es altamente probable que el cuerpo en cuestión sea un lacolito . 1998). Por este moti vo es impor tante poder distinguir entre unos y otros. La longitud de las flechas indica en forma relativa la magnitud de los esfuerzos. En este aspecto . Pero se dife rencian de ellos por la pr esión que ejerce el magma sobre la r oca de caja. Para que el lacolito pueda crecer. en forma indirecta. En los casos que el piso no se encuentra expuesto. Con cierta frecuencia en el interior de los lacolitos se conser van tabiques de la roca de caja. En la Fig . 2 se m uestran en forma idealizada los esfuerzos que se desarrollan en el entorno de un lacolito durante su intr usión (Kerr y Pollard. Este lacolito forma parte del centro volcánico de Ullum. según Kerr y Pollard (1998). los cuales mantienen el mismo rumbo e inclinación que afuera del lacolito. los lacolitos son similares a los filones ca pa. La principal diferencia consiste en que los lacolitos tienen un escaso desarrollo vertical. mientras que por el contrario. Al llegar a un cier to ni vel de la cor teza inter rumpe su ascenso v ertical y comienza a escur rirse lateralmente. al considerar el conjunto de cuerpos ígneos a los cuales está asociado. De acuerdo con Corry (1988) los lacolitos tienen espesores mayores a 30 m. pero se encuentra en una porción exter na del mismo. Un lacolito puede ser identificado con precisión cuando se puede reconocer el piso. y que es causado por la intr usión del cuer po. En este mismo distrito. Las flechas hacia abajo corresponden al peso de las capas sedimentarias que están por encima del lacolito y las flechas hacia arriba corresponden a los esfuerzos magmáticos desarrollados durante el emplazamiento . otros lacolitos se emplazan en las rocas pertenecientes al mismo volcán. Un hermoso ejemplo de estos tabiques se encuentra en el lacolito dacítico del Cerro Blanco de Zonda (Fig. se lo puede identificar. Distribución de esfuerzos durante el emplazamiento de un lacolito en capas sedimentarias. Los lacolitos pueden confundirse con pequeños plutones porque en muchos casos las formas de las secciones en planta de ambos son similar es. 1968). mientras que en los . que se traduce en una for ma con tendencia a ser globosa. En un distrito ígneo es frecuente encontrar la asociación de lacolitos con filones capa y/o con cuerpos transicionales entre ambos . Los criterios que han empleado algunos autores para distinguir lacolitos de filones capa se basan en : 1) el espesor . que confor man el entor no de dic ho centro volcánico. Figura 2. 3 y Lámina 1). los plutones poseen un gran desarrollo en profundidad. La Lámina 1 es una f otografía de este lacolito tomada de norte a sur. P u n ta N e gra 0. Está emplazado en areniscas rojas del Mioceno.5 km F F m . La base está bien e xpuesta en la ruta 20.5 km F m . El tec ho está erosionado. y a pesar de las características distintiv as expuestas por los autores mencionados. uno de los elementos característicos par a la deter minación de un lacolito es la con vexidad . filones capa es menor a 10 m. Lacolito dacítico del Cerro Blanco de Zonda. Cuando este es mayor que 6 km se puede consider ar que es un lacolito. M io c e no F orm ac i n P u nta N e g ra .LACOLITOS 129 Esquem a del lacolito de C erro Blanco de Zonda S im p lific a do d e L e ve ratto (1 9 6 8) N Sa Ro u nJ an D iq u e d e U llu m R uta 20 O C erro Blanco de Zonda E 3 1 35 · F alla d ep s ito s mo de rn os L ac o lito F orm ac i n A lba rrac in . D ev nic o 1 km 6 8 47 · C erro B la nc o de Zon d a ta biq u e d e ca ja O E 0. Sin embargo. Otra forma de distinguir a los lacolitos de los filones capa ha sido postulada por J ackson y P ollard (1988) y se basa en el diámetro del cuer po. A lb a rra c n L ac o lito d el C erro B lan c o de Z o nd a Figura 3. A los cuerpos con espesores intermedios comprendidos entre 10 y 30 m los llamó protolacolitos. pero el cuerpo contiene g randes bloques de las sedimentitas de la caja que conservan el rumbo e inclinación de los bancos . según Leveratto (1968). En el distrito de Collipilli. por lo cual los lacolitos de mayor v olumen y/o más profundos e xhiben texturas g ranulares. más raramente. vítr eas. que inclina unos 18° hacia la izquier da. La disipación tér mica en un cuer po depende mayormente de su volumen y de la profundidad del emplazamiento. Neuquén. donde los lacolitos son ma yormente dioríticos (Llambías et al. Las texturas de las rocas de los lacolitos son variables y comprenden desde granulares – propias de las rocas plutónicas – y porfíricas con pastas micro granulares hasta afaníticas y.130 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Lámina 1. 1978). Zonda. La pr esencia de r oof-pendants en la par te superior del cuer po con estr ucturas concordantes con las de la caja. El piso está constituido por ar eniscas rojas del Mioceno. que regula el nucleamiento y el cr ecimiento de los cristales . aunque los de menor tamaño son de pórfidos dioríticos y pórfidos andesíticos . que debe estar acompañada por las capas de la r oca de caja.. Lacolito dacítico de Ullum. Fotografía tomada de norte a sur. provincia del Neuquén. Como es sabido. Muc hos de ellos pasan en . con texturas que v arían desde porfíricas hasta g ranulares. La convexidad se produce por el a bovedamiento de la caja que se def orma anelásticamente de bido a los esfuerz os desarrollados por el magma durante la intr usión. provincia de San Juan. A la derecha y centro de la fotografía está expuesto el piso . Entr e estos dos extr emos se encuentr a una extensa variedad de textur as intermedias. además de los tabiques y a mencionados. la textura depende de la velocidad del enfriamiento. es también otro indicio para deter minar la presencia de un lacolito . 1979). aún en aquellos casos en los cuales la composición sea la misma. del techo. los lacolitos varían desde andesíticos hasta microdioríticos (Llambías y Malvicini. Lo mismo sucede al sur de Dom uyo. P or este moti vo se pueden llegar a encontrar en un mismo distrito ígneo lacolitos con diversas estructuras. 4) que representan los canales alimentadores. a: lacolito perforante. las cuales en el lacolito árbol de Navidad están flexionadas hacia arri ba debido a los esfuerzos desarrollados por el magma durante el emplazamiento . Clases de lacolitos. Son menos comunes que los anteriores y son difíciles de diferenciar de los pequeños plutones emplazados por stoping en los niveles superficiales de la corteza. Corry (1988) ha clasificado a los lacolitos en árbol de Navidad (Christmas tree laccoliths) y en punzantes (punch laccoliths). Estos últimos son equivalentes a los denominados bismalitos por Iddings (1898). que va de San Juan a Calingasta (Leveratto. b:. este cambio se debe a la oxidación del hier ro. Los lacolitos en árbol de Navidad son los más frecuentes y los más fáciles de reconocer. con sus tec hos convexos hacia arriba y conectados por diques (Fig . En los lacolitos con texturas v olcánicas. Están caracterizados por un conjunto de lacolitos super puestos. 1968). b G ra b en e n la c res ta a Figura 4. las aureolas no se tr aducen en la for mación de hornfels. . lacolito tipo árbol de Navidad. expuesto en la r uta 20. Las lineas delgadas horizontales representan bancos de rocas sedimentarias.LACOLITOS 131 transición a delg ados filones capa andesíticos. como por ejemplo ocur re en el piso del lacolito del Cer ro Blanco de Zonda. con textur as porfíricas y pastas afaníticas . provocando solamente cambios de color en la r oca de caja. con techos planos y con fr acturas a ambos lados que los limitan. que indican un rápido enfriamiento. por lo cual no han tenido una aceptación universal. El desar rollo de las aur eolas de contacto y de la for mación de hor nfels de los lacolitos depende del v olumen de los cuer pos. según Corry (1988). En la mayoría de los casos. Los lacolitos punzantes o bismalitos son cuer pos aislados. También los lacolitos se emplazan con frecuencia en unidades v olcánicas. Cuanto ma yor es la cantidad de ma gma que ingresa por el conducto alimentador . sin que ha yan sido desplazados ni rotados. es un ejemplo de un lacolito emplazado en el interior de un aparato v olcánico. Tanto las rocas de su base. los plateau . en los complejos máficos y ultramáficos de grandes dimensiones. Rayoso. Un notable ejemplo de esta relación es el enjambre del filones capa y lacolitos eocenos del distrito de Collipilli. Tordillo hasta la Fm. La f ormación de un lacolito . está asociado a filones capa la terales. entre los bancos originados por los episodios er uptivos que constr uyeron el aparato volcánico. Estos autores inter pretaron que la caldera se produjo por el emplazamiento de lacolitos y de filones capa. En cada una de estas localidades se reconocen varios lacolitos superpuestos con composiciones diorítico-andesíticas . Las sedimentitas que los contienen pertenecen a las unidades que se suceden desde la Fm. Asimismo. cuanto ma yor es la viscosidad del ma gma. de composición basálticoandesítica. En la localidad de Collipilli la ma yor parte de los filones capa se encuentran en la Fm. están constituidas por bancos de ignimbritas riolíticas . 2000). Su intr usión se produce.1. Debido a estas características estos dos cer ros se destacan claramente del paisaje circundante por su mayor altura. Texas (Henry et al. Huitrín durante su plegamiento (Llambías y Malvicini. mayor es la pr obabilidad que se f orme un lacolito . Sin embar go. En unos pocos casos los lacolitos han sido relacionados con la formación de calderas. Otro ejemplo de lacolito tipo árbol de Navidad es el del cerro Bayo de la Sierra Negra. que se encuentran emplazados en la zona de la faja plegada del Agrio. Condiciones para la formación de lacolitos. con composiciones riolíticas peralcalinas. en el distrito de Collipilli. A través de ellas el magma pudo extr uirse dando orig en a v oluminosos flujos piroclásticos. que está casi totalmente erodado .132 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Ejemplos de lacolitos árbol de Navidad en nuestro país son los conjuntos de lacolitos de los cerros El Diablo y Caicayen. mientras que los lacolitos se emplazaron a lo largo del contacto entre las f ormaciones Ag rio y Ra yoso. a traquíticas. Esto se debe a que la presión ejercida por el magma es proporcional a la viscosidad. Agrio. mayormente andesítico. Durante el emplazamiento del lacolito principal. por que ap rovecharon los espacios dejados por el escurrimiento de las evaporitas de la Fm. la cual dificulta el escurrimiento. 1997). Mendoza. se f ormaron diques anulares y otras fracturas relacionadas con el domamiento . de pende de la cantidad de magma disponible y de la viscosidad del mismo . Neuquén. como en el caso de la caldera de Solitario . y de 30 a 60 m de espesor. Los enjambres de filones capa y lacolitos en general se encuentran en cuencas sedimentarias cuyas rocas tenían una densidad relati vamente baja al momento del emplazamiento . debido a una incipiente diagenización. Como consecuencia del vaciamiento de gran parte de la cámara magmática se formó una caldera de forma ovalada con un eje máximo de 6 km y uno mínimo de 2 km. o en su lug ar de un filón capa. El lacolito principal. que es plana. En general. y a un enjambre póstumo de diques r adiales de composición dacítica (Fig . 1978). como las de su tec ho. que produjo un domo de 16 km de diámetro . magmas con baja viscosidad (= alta f luidez). 5). Delgados tabiques de estas r ocas se encuentran en el interior del lacolito y conser van su disposición original. como los grandes lopolitos. en el centro-norte de Neuquén (González y Aragón. mayor es la probabilidad que se f orme un lacolito. que se encuentra ubicado a pocos metros al suroeste de la r uta nacional 144 que une San R afael con Malar güe. 7. Esto explica la ab undancia de filones ca pa entre las rocas básicas y la menor propor ción de lacolitos con esta composición. tienden a formar filones capa en lug ar de lacolitos.. El cuer po riolítico de la cuesta de los Terneros. C HS Nx-10 CE R RO BAY O Nq.0 1. Mapa y perfil geológico del lacolito tipo árbol de Navidad.CHSN x-10 0 120km S I E R R A F Aguada Cerro Bayo 37°20'S 37°20'S C..5 1. según González y Aragón (2000).5 km ? a Fm Pichi Tril a.LACOLITOS 133 69°25'O Z ON A D E E ST UD IO N B u ta R a n qu il P R O V IN C IA DEL NEUQUEN N e uq uØn N E G R A Chihuido de la Sierra Negra A Nq.Diques G r NeuquØn G r Rayoso G r Me ndoza Fm s Tordillo y Auquilco Fm Barda Negra Figura 5. .C HS Nx-8 A’ ? -200 0 Profundidad final 154 9 mbbp 0 P ro fun d id ad fina l 3502 mbbp 0. del campo de filones capa laterales y del enjambre de diques radiales del cerro Bayo de la Sierra Negra. Bayo L R EFER ENC IAS C U AT ER N A R IO ENJAMBRE DE DIQUES RADIALES INTRUSIVOS DE PEQUEÑO TAMAÑO CUERPOS NO DIFERENCIADOS F Nq.CHSN x-8 Aguada Colorada F F L FILONES CAPA LACOLITO DEL CERRO BAYO BASALTO PALAOCO GRUPO NEUQUEN ANDESITA PICHI TRIL M IO C E NO IN F E R IO R RUMBO E INCLINACION DE CAPAS CAMINO PRINCIPAL 0 2. Neuquén.5Km O LIG O C E NO IN F E R IO R C RE TAC IC O SU P E RIO R A TRAZA DE PERFIL GEOLOGICO A' POZO/SONDEO m 150 0 100 0 500 0 A Nq. 1988). 2) variaciones en la proporción de cristales en suspensión. La alimentación del lacolito fue fa vorecida por una falla subvertical y el desplazamiento lateral del magma también fue controlado por una falla de bajo ángulo . 1998). y 3) variaciones en el estado en que se encuentra la fase volátil. se producen fractur as extensionales en la parte superior del techo. tienden a formar con mayor frecuencia lacolitos. Los magmas intermedios a silícicos. similares a las de un pequeño g raben (Fig. Son muchos los autores que sostienen que la fuerza que induce el ascenso del magma se debe al contraste de densidad entre el magma y la roca de caja (T urcotte. En síntesis . mayor debe ser el volumen de magma que se requiere para generar el esfuerzo necesario para abovedar el techo y formar un lacolito. 1982. alcanzando unos pocos kilómetros cuadrados de extensión. algunas de las intrusiones laminares. aun a pesar de la escasa variación en la composición del magma. Se trata de un lacolito asimétrico . en for ma conjunta con el domamiento de las ca pas. 2). de acuerdo con las definiciones de Corry (1988) y de Jackson y Pollard (1988). que son mucho más viscosos que los anteriores. cuya ener gía no fue suficiente para contin uar su ascenso . La fuerza que f avorece la ca pacidad boyante positiva del magma se expresa como: (ρr . y en los volcanes en escudo de las islas intraoceánicas. pueden considerarse como lacolitos debido a sus elevados espesores y diámetros. en particular los que composiciones silícicas. g es la aceleración de la gravedad y h es la profundidad. compuesto principalmente por un g ranito rico en or toclasa y biotita. se atribuye a la equiparación de la densidad del magma con la de la roca de caja. 4) Un ejemplo de lacolito emplazado a una moderada profundidad es el granito mioceno de las Torres del P ayne (Skar meta y Castelli. cuyas causas se pueden resumir en: 1) pequeñas variaciones en la temperatura. que permite que la presión ejercida por el magma como consecuencia del emplazamiento supere la presión que resulta del peso de las rocas que yacen por encima (Fig. el cual disminuye progresivamente hacia las par tes distales del cuer po. El domamiento de la roca de caja en el techo del lacolito se produce cuando el magma alcanza un cierto volumen. Por esta r azón. en sedimentitas cretácicas . El emplazamiento de los lacolitos. se for man indistintamente lacolitos y filones capa. un lacolito re presenta la intr usión de un ma gma viscoso. No obstante. ya sea disuelta en el magma o se parada como fase g aseosa en for ma de burb ujas. A veces. Esto se puede explicar debido a la cantidad de magma disponible y a las variaciones en la viscosidad del magma. dentro del rango comprendido entre el liquidus y el solidus. . Tiene un diámetro de 12 km y un espesor máximo de 2. Su intruyó a 5 km de profundidad. Los lacolitos emplazados cerca de la superficie son en g eneral de pequeño tamaño (Kerr y P ollard.134 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS basálticos. cuanto mayor es la pr ofundidad del emplazamiento.ρm) g h > 0 donde ρm y ρr son las densidades del magma y de la roca de caja respectivamente. que se encuentra en el sector c hileno de la Cordillera Patagónica Austral. así como el de los filones capa. 1997). Cor ry. En estos casos se dice que la capacidad boyante o flotabilidad del magma tiende a cero (buoyancy = 0). en algunos distritos ígneos con composiciones inter medias.5 km. desplazándose la teralmente aunque con g ran dificultad debido a su alta viscosidad. Los tamaños varían desde unos pocos metr os cuadrados hasta unos escasos kilómetr os cuadr ados. Llambías y Palacios. que se ubica concordantemente en las charnelas de los pliegues. El facolito situado en el puesto de Gendar mería de Los Mor ros. donde los cuer pos ígneos ocupan las c harnelas de los pliegues adelgazándose los f lancos hasta desaparecer. En estos casos el tamaño del facolito de pende de la longitud de onda del pliegue. que per mitió su escurrimiento desde el núcleo hacia los flancos del anticlinal. y m uchos de ellos son contemporáneos con la def ormación. Los contactos del techo suelen ser concordantes y están asociados a las charnelas de los anticlinales. Auquilco en las sedimentitas de la Fm Vaca Muerta (Fig. En el basamento metamórfico de la sier ra de San Luis los facolitos son m uy comunes. La característica fundamental que los dif erencia de los lacolitos es que el piso no es plano . Estas características. También este término ha sido utilizado para caracterizar a unidades máficas estratificadas de extensión gigantesca. 1979). el tamaño es variable de acuerdo con esta variación.3. cuyas rocas se suceden desde la Fm T ordillo hasta la Fm. Lopolitos Los lopolitos son cuer pos ígneos con for ma de palang ana. Debemos agregar que la monzodiorita cuarzosa no pr esenta ningún tipo de defor mación. El emplazamiento de este cuerpo ígneo se produjo con posterioridad al plegamiento de la secuencia sedimentaria. En este sentido cumple con los requisitos de un lopolito. resaltando la car acterística del piso hundido en su par te central. El tér mino lopolito fue acuñado por Grout (1918) para describir la for ma del cuerpo gábrico de Duluth. y fue favorecido por la alta plasticidad del yeso de la Fm. pero sus gigantescas dimensiones no permiten una comparación con los lopolitos asociados a los edificios v olcánicos. También se encuentran facolitos en rocas sedimentarias pleg adas. es preferible emplear el tér mino de lacolito. Los ejemplos más característicos se dan en las rocas metamórficas inyectadas . sus contactos son netos y en pequeña escala discordantes. En realidad. 7. camino a Las Leñas . que se encuentra emplazada en el núc leo de una anticlinal asimétrico. es uno de los más bellos ejemplos de este tipo de cuer po ígneo. con bajo contr aste reológico y tér mico respecto a la caja. Se tratan de intr usiones de pequeño tamaño. Huitrín. en Sudáfrica. se trata de lacolitos emplazados selecti vamente en las c harnelas de los plie gues. en el sur de Mendoza. 7. Se tr ata de una monzodiorita cuarzosa de g rano mediano. La formación de este tipo de facolitos no está relacionada con la de los típicos lacolitos emplazados en corteza rígida. Las evidencias de la migración del y eso consisten en pequeñas intr usiones diapíricas del yeso de la Fm. Auquilco. ya que en su sector central es cóncavo hacia ar riba. En estos casos no se observan significativas diferencias de la for ma del cuer po con respecto a los típicos lacolitos . Están compuestos por leucogranitos y pegmatitas (Fig . cuyo piso es concordante con la caja y está deprimido en el centro como una palangana. Facolitos Los facolitos son cuerpos ígneos de pequeñas dimensiones. como la del lopolito de Bushveld.LACOLITOS 135 7. v ariando el tamaño desde unos pocos centímetros cuadrados hasta cerca de 1 km 2. sumada a la edad 11±3 Ma (Mioceno) deter minada por Baldauf (1993) confir man que el emplazamiento es más jo ven que el pleg amiento. En plegamientos con diversos ordenes de magnitud.2. Para los lopolitos de pequeñas dimensiones emplazados en los niveles superficiales de la corteza. 6). . Está constituido por pegmatitas. Se encuentra en la charnela de un pliegue de tipo isoclinal. El contraste reológico con la caja fue bajo y se emplazó durante el pisodio e metamórfico.136 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS f Figura 6. . Facolito (f) emplazado en esquistos micáceos. ... .LACOLITOS M A PA G EO L G IC O D E LO S MO R R O S p ro vin cia de M en doza S im plificado de Llam b as y P alacios (197 9) 137 6 9 58 · N as eæ A L as L Sa Ro la d o a AM la r g e 3 5 40 · Lo s Mo rro s E 0 1 2 3 5 40 · 3 km O Referencias C ob ertura ne g ena L aco lito de m onzodiorita cuarzosa M onz odio rita El P otrrerito Fm Agrio Fm Vaca M ue rta Fm . . Y Y .. Auqu ilc A nticlinal con eje d oble m en te bu zan te S in clinal con eje d oble m en te bu zan te S in clinal volcad o con eje buza nte O E Fm .To rdillo Fm ..... . . . ...... . .. . .. Por alojarse en el núc leo de un anticlinal también puede denominarse facolito... El emplazamiento es posterior al pleg amiento... .. . . . ... . .... y aprovechó el núcleo del anticlinal. por la ma yor ductilidad del yeso . en la ruta que va desde Malargüe a Las Leñas.. .. Y .. Auqu ilco Fm . .. Está constituido por una monzodiorita cuarcífera y se aloja en el núcleo de un anticlinal. To rdillo . . .. sur de Mendoza.... Se diferencia del facolito de la Fig ... Como evidencia de este proceso se observan en el flanco occidental del anticlinal pequeños diapiros de yeso. 6 por el alto contr aste reológico y por emplazar se con posterioridad a la def ormación..... . . ....... . .. Y ...... . . Agrio Figura 7. Y . intruyendo a la Fm. Lacolito de Los Morros. . .. ... .. .. Y o o o o o o o o o o Fm .... V aca Muerta.. Y ... . . . Y Y . Y . ... constituido por el yeso de la Fm... . ... .. Vaca M u erta Fm . .. A que se escurrió parcialmente durante el plegamiento. . . . .uquilco.. . CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES 105 . En este capítulo se describirán los plutones y los batolitos . es decir que debe tener fr acturas. El plutón se intr uye conjuntamente con la defor mación de la fractura. Lo más razonable es relacionar la actividad magmática con los procesos orogénicos regionales y si es posible. que están constituidos por conjuntos de plutones . Los cuerpos globosos tienen la propiedad de enfriarse lentamente y desar rollar aureolas tér micas de larg a duración. No resulta una tarea sencilla deter minar si el cuer po ígneo se intruyó pre. A diferencia de los procesos volcánicos. Plutones Los plutones son cuerpos magmáticos residentes en la corteza. con una gran continuidad en profundidad. como todo f luido. integrar el área estudiada con la evolución geológica de la región. y aún tiene. Este tema no será tr atado en este libro por que para un completo análisis de los pro cesos de emplazamiento se requeriría de un texto de mayor extensión. el ma gma acompaña el desar rollo de esas fracturas y en consecuencia siempre es contemporáneo con la defor mación. Si el proceso de intr usión sobrevive a la defor mación. Cada intr usión tiene su pr opia historia y es imposible hacer g eneralizaciones. cuyo enfriamiento es progresivo y continuo hasta el final de la cristalización. En numerosos casos la misma presión magmática es la que induce la permeabilidad al generar las fr acturas. relacionar los pulsos de cada ciclo magmático con la evolución regional. Pero cualquier a sea la situación. el cuer po ígneo se defor mará y tendrá atributos para clasificarlo como pre-defor mación. durante mucho tiempo se creyó que los plutones no tenían raíz.sin. para desplazarse necesita que el medio posea una adecuada per meabilidad. El origen del espacio que ocupan es uno de los problemas que más discusión ha tenido.cinemáticamente a la defor mación. en la historia de la geología. Por esta razón cuando se mapean las rocas ígneas se debe mapear también la caja y además . 8. pero puede crecer ex cediendo los límites de la misma. El magma. Los domos sub volcánicos serán tratados en el capítulo correspondiente a las rocas volcánicas. pero en la actualidad se conoce que en varios plutones el diámetro . Algo similar sucede cuando la intr usión está controlada por defor mación frágil. Por esta razón.o post. que son inusualmente rápidos. pero no de una ele vada potencia. Con frecuencia tienen secciones globosas . por lo cual tendrá a tributos combinados. Si la intrusión comienza con una defor mación dúctil y ésta sobre vive a la intr usión.1. Las características te xturales dependen del tiempo que tarda la intrusión con respecto al tiempo de dura la deformación. se sobreimpondrá a la misma y tendrá a tributos post-defor macionales.CAPÍTULO 8 Cuerpos Igneos Globosos Entre los cuerpos ígneos globosos se encuentran los plutones y algunos domos subvolcánicos intruidos en el interior de los edificios v olcánicos o en fractur as. el emplazamiento de los cuer pos ígneos globosos requieren de un elevado presupuesto energético. debido a la larg a duración de los procesos. Otro tema que suscita una ardua discusión es la relación temporal entre los cuerpos ígneos y los procesos de def ormación. las unidades más antiguas. Por esta razón. son más ácidas que las más jóvenes. porque la secuencia eruptiva comienza drenando las partes más altas de la cámara magmática (Hildreth. También hay una variación en sentido vertical. Con frecuencia. constituido comúnmente por una serie sucesiva de flujos piroclásticos. Este autor por medio de estudios estructurales y determinaciones gravimétricas pudo establecer que algunos plutones tienen for ma de hongo. En los últimos años se ha podido determinar que algunos plutones con formas aparentemente globosas tienen en realidad formas laminares. Los plutones se for man por la in yección continua de magma. Forma y desarrollo en profundidad de plutones. Los atributos más importantes de un plutón son: forma. término que no se utilizará en este manual. 1). con las composiciones más silícicas en la parte superior. según Vigneresse (1995). de modo que cada inyección ing resa en la cámara magmática cuando todavía se encuentra dinámicamente activa. cuyo tallo se adelgaza en forma progresiva con la profundidad.140 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS de la sección horizontal disminuye progresivamente con la profundidad hasta desaparecer (Vigneresse 1995). tamaño. 231) tiene una aceptación inter nacional mucho más popular que la de stoc k. aproximadamente en la zona de transición entre la corteza frágil y dúctil (Fig. que son las primeras en extruirse. El término de plutón que aquí se emplea está de acuerdo con la definición dada por Cloos y que según Pitcher (1997. o por in yecciones episódicas sucesivas. La antigua clasificación describía a un stock como un cuerpo ígneo menor de 100 km 2. que implica una estratificación composicional. 1981). aun a pesar que el mismo se ha ya formado por una única inyección de magma. por lo cual se piensa que estas formas podrían ser más frecuentes que lo que hasta ahora se conoce. En la actualidad un batolito se define como un conjunto de plutones asociados en el espacio y relacionados a un definido periodo de actividad ígnea. la composición se distribuye en zonas relativamente concéntricas respecto a la sección horizontal del plutón (Fig. La mayor parte de los plutones profundizan hasta la zona de transición entre corteza frágil y dúctil. tra n s ic i n e ntre co rte z a frÆ g il y co rte za d œ c til ctil corteza d œ gil corteza frÆ zon a de fusi n Figura 1. que son las más silícicas . 2). ha perdido significación y ha dejado de utilizarse . hasta desaparecer entre los 10 y 14 km. Esta nomenclatura. durante un ciclo eruptivo. previas a la finalización de la cristalización. La composición de un plutón rara vez es homogénea. y cuando su superficie superaba este valor lo denominaban batolito. morfología del techo y de . p. Dos ejemplos de variación composicional en el interior de un plutón. Para esto se requiere que los minerales cr ezcan al mismo tiempo y compartan el mismo líquido. En plutones con secciones circulares la relación axial es igual a uno. a) plutón Loch Don. Plutones extremadamente alarg ados tienen relaciones axiales mayores que 5. en la sierra de San Luis (Fig . los plutones con bajo contraste reológico con la caja son en general más profundos que los que tienen alto contraste reológico . denominada relación axial del plutón. La relación axial es . Estados Unidos. Forma de los plutones: Una adecuada estimación de la for ma de un plutón de pende de la calidad de su exposición. y 2) a la relación entre la forma del plutón y las estr ucturas de la roca de caja. Redibujados de la síntesis realizada por P aterson y V ernon (1995). La forma de los plutones puede ser referida a: 1) la relación entre los ejes máximos y mínimos. que tiene 52 km de lar go por 2 a 10 km de anc ho. En los plutones alargados la relación axial es ma yor que uno . naturaleza de los contactos y estructura interna. La información que proporcionan estos atributos es muy valiosa para comprender las relaciones entre los distintos plutones que componen el batolito y. La estimación cualitati va de la profundidad del emplazamiento es más rápida que la deter minación barométrica realizada sobre la base del equilibrio composicional entre pares de minerales. Este método es más preciso. Un ejemplo conocido en Argentina es el plutón granítico de La Escalerilla. no así cuando el contor no es incompleto . En un batolito las características más impor tantes. Así. por ejemplo. son: 1) la identificación de los plutones. 2) las edades relativas entre ellos y 3) la variación de la forma. 3). Sierra Nevada. Escocia yb) plutón de Bald Rock. La forma y la estructura interna de cada plutón per mite estimar sus relaciones con el campo de esfuerzos regionales y también permite obtener infor mación cualitativa de la pr ofundidad del emplazamiento . A ellos se deben agregar las características y extensión de la aureola térmica. del tamaño y de la fabrica de cada uno de los plutones durante la e volución del batolito. necesarias para su descripción. los costados. pero requiere del análisis de los miner ales por microsonda y de una adecuada inter pretación de los resultados . también. Cuando el contorno del plutón se conserva en su totalidad la forma se puede esta blecer con precisión. ya sea por que está cubierto o es cortado por una falla.CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 141 d io rita d iorita cuarc fera tona lita g ranod io rita m icro gra nito g ranito N le ucotrond hjem ita 4 km tro ndh je m ita g ranod io rita tona lita a plita a b 4 km Figura 2. el ambiente tectónico regional durante esa época. aun a pesar que estos batolitos tienen un eje bien definido (Fig . También tienen secciones circulares algunos ba tolitos post-orogénicos tardíos. Los extremos de variación en el comportamiento reológico corresponden a los comportamientos frágil y dúctil. es el del segmento Lima del batolito de la Costa de P erú (Pitcher et al. que cortan a los circulares del final del pulso anterior. A pesar que aun no ha sido mapeado en detalle. de aproximadamente 2. y finaliza con plutones circulares. Cuando el emplazamiento de un plutón en la cor teza superior es contemporáneo con un episodio de deformación y metamorfismo. 5). indicando que se han intruido bajo campos de esfuerzos diferentes. el cual a su v ez es paralelo a la estr ucturas regionales dominantes. Al final de cada serie de pulsos de acti vidad ma gmática (Superunidad en el conce pto de los g eólogos ingleses que mapearon el batolito) los plutones son de monzogranito y sus secciones son circulares. es el de ma yor extensión de las sier ras de Córdoba.7. En los batolitos anor ogénicos. El siguiente pulso comienza también con plutones alargados. implicando diferentes relaciones geológicas. 1991). 1985).142 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS del orden de 8. Para evaluar las relaciones del plutón con la caja es necesario estimar el contraste eológico r entre el magma y la caja. las secciones son alarg adas y la for ma de los cuerpos ígneos se adapta a las estructuras regionales. mientras que los emplazados en la corteza inferior lo hacen en un campo dúctil. 1991). Comúnmente los plutones emplazados en la corteza superior lo hacen en un campo frágil. En síntesis. Los segundos responden a un patrón de esfuerzos regionales y de penden de la tectónica de ese momento. En los batolitos oro génicos los plutones son frecuentemente alarg ados. Cuando la relación es inversa. tienden a ser circulares: el cuerpo magmático impone su pr opia forma. La variación en la forma de los plutones a lo largo de cada pulso se puede explicar por diversas causas: 1) por la progresiva disminución de los esfuerzos regionales.000 km2. se puede g eneralizar que en los ba tolitos orogénicos los ejes máximos de la mayor parte de los plutones son coincidentes con el eje del batolito . esto no es una regla general que pueda aplicarse sin un previo análisis. Los primeros plutones de cada pulso son casi siempre alarg ados. o 3) por la combinación de ambos. emplazándose en cada uno de los pulsos varios plutones. Sin embarg o. Los primeros se originan por el movimiento del magma y son proporcionales a su viscosidad. la observación de las imág enes satelitales m uestra que está constituido por v arios plutones. El batolito de Alpa Corral ha sido detalladamente estudiado por Pinotti (1998). El ba tolito de Ac hala. La forma de este plutón contrasta con la de los plutones circulares del batolito de Las Chacras (Brogioni. 2) por el aumento de la viscosidad del magma. pero sus relaciones axiales pueden v ariar con el tiempo . mientras que los últimos tienden a ser circulares . Cuando los esfuerzos regionales son may ores a los del magma. la ma yoría de los plutones tienen secciones circulares. Un ejemplo. ya clásico en la literatura.. sus plutones son circulares y poseen una zonación inter na casi concéntrica (Fig. el de Renca (López de Lucchi. como el de Las Chacras-Piedras Coloradas (Brogioni. 1963) en Nig eria. Algo similar ocurre en el batolito de Colangüil. 4) como se puede apr eciar en el complejo g ranítico de Sara-Fier (Turner. que también tienen secciones circulares. el contraste reológico con la caja tien- . con diques anulares asociados. 1993). típicos de intraplaca continental. Las variaciones en la relación axial de los plutones se debe a las variaciones entre los esfuerzos propios del magma y los residentes en la roca de caja. En los batolitos constituidos por n umerosos plutones la intrusión de los mismos se produce durante sucesivos pulsos. Son claramente discordantes. donde los últimos plutones tienden a tener menores relaciones axiales respecto a los más antiguos (T abla 1). Un ex celente ejemplo de ellos lo constituyen los batolitos devónicos de las sierras de San Luis y de Córdoba. Los postorogénicos son los más extensos y tienen formas circulares. Obsérvese las diferentes formas y tamaños de los plutones graníticos. .-P Ørm ico in f. González y A.. Sato.) G ranito E l M orro 0 1 0km g ra n ito s no d ife re n cia d os A n fib olita y ca lco s ilic a to MÆ rm o l y s ka rn Figura 3. Mapa geológico simplificado de la Sierra de San Luis. 1998 y P. datos inéditos. 1998. von Gosen y Prozzi. Los granitos y granadioritas con muscovita y granate del Ordovícico son sin-orogénicos y son los más pequeños y con mayor relación axial. Basado en Llambías et al.CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 143 Argentina Sierras de San Luis N 66” Quines Tona lita Ro deo Viejo Tona lita La s Cien aguita s G ranito E l H orn ito G ranod iorita La C iØnaga Tona lita E l S ala do G ranito y Ton alita E l R ealito G ranito R o L ujÆ n G ranito E l Telar illo San Francisco del Monte de Oro B atolito Las C hacras G ranito Los Ala nic es G ranito E l P e æ n G ranod iorita Sa n M igue l G ranito ides C ruz de Caæa G ranito R o C la ro Tona lita G aspa rillo G ranitoid es P a ntanos N egros M onzon ita E l M olle G ranito La Tape ra G ranito Cerro s La rgos G ra n ito R en ca Nogolí M onzon ita B a rroso G ranod iorita V illa de la Q u ebra da Ton alita La s Verb ena s G ranitoid es To n a lita B e m berg P a so del R ey R G ra o V n it ir o o rc o it o L aE s ca le r i lla 33” To nalita Tam bo reo G ra n La Toma G ranito La Flor ida G ra nito R o Q uin to G ran ito La To tora San Luis Fa llas te rc iarias F o rm a ci n Bajo d e Ve liz (C a rb o n fe ro su p .M. 5 15. aun en aquellos casos en que gran parte de su contorno es concordante con la caja.6 2. En los casos en que el contraste reológico es bajo . Difícilmente un plutón es totalmente concordante.3 1.7 12.3 0. predomina la concordancia.5 34. provincia de San J uan de a ser bajo .8 0. con ángulos definidos. los contactos del plutón acompañan la estructura de la caja. Los plutones pueden ser concordantes o discordantes de acuerdo con la relación entre su forma y la estructura de la roca de caja. sino también las estructuras internas del plutón son concordantes con las de la caja.5 260-263 264 267-269 268-272 326-329 ? ? ? ? diques radiales andesíticos a dacíticos 254-258 259 256-257 257 cuerpos subvolcánicos 7 Las Piedritas Romo Tocota Los Leones Tabaquito 472 18 192 12 896 GRANODIORITA TABAQUITO Tabla 1.3 18 0. Nor malmente en estos casos la caja tiene un comportamiento rígido. En el primer caso.3 247 DIQUES silícicos >>>máficos escasos diques anulares y longitudinales escasos diques longitudinales escasos diques longitudinales enjambres de diques longitudinales enjambres de diques longitudinales 3.5 1.6 3.2 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Relacicón Axial EDAD Ma 2 semicubierto 8. mientras que los emplazados en ambientes dúctiles son cur vilíneos. El concepto de concordancia y discordancia es aplicable cuando el contraste reológico entre el cuerpo ígneo fundido y la roca de caja es alto .9 3.7 0. mientras que en el segundo la cor ta. Para estos cuerpos es útil la denominación de .5 3.7 7.2 1. y de recor ridos sinuosos. Los plutones emplazados en una ambiente frágil tienen planos rectilíneos .144 UNIDAD PLUTONES ÁREA km2 GRANITO AGUA BLANCA GRANITO LAS OPEÑAS GRANITO LOS LAVADEROS GRANITO LOS PUENTES RIOLITA TRES QUEBRADAS GRANODIORITA LAS PIEDRITAS Chita Agua Blanca un plutón un plutón El Fierro Los Puentes Conconta 22 24 102 39 413 330 96 % del total del batolito 0.9 1. Características de los plutones del batolito de Colangüil. En estos casos no solo la forma es concordante. Complejo granítico centrado de Sara-Fier al norte de Nigeria. a pesar de estar intensamente pleg ados y defor mados. En ambos cuer pos. cuya foliación envuelve al cuerpo ígneo . que también posee una foliación con la misma orientación que la de la caja. con frecuentes bordes suturados y desar rollos poiquilobásticos. . armónicos. En estos cuerpos también el contraste tér mico es bajo. los minerales no muestran evidencias de deformación interna.CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 9 2 0·W 145 N C en tro 2 9 3 0·N C en tro 1 C en tro 3 R oc a s v olc Æ n ic a s te m p ran a s G ra n ito s p era lca lin os C om ple jo d e ve n as S ie n ita B as a m e n to C en tro 4 C en tro 5 0 5 km Figura 4. Los plutones de cer ros Lar gos y río de La Car pa. Los centros numerados de 1 a 5 son intrusiones sucesivas de edad decreciente. ya que intrusiones de menos de 1 m de espesor tienen texturas granulares similares a las de los cuerpos de mayor tamaño. son ejemplos de intr usiones ar mónicas. mostrando una fuer te recristalización. que es un concepto puramente descriptivo y conlleva una cierta armonía en las estructuras. 6 y 7). Ambos poseen bajo contraste reológico con la caja. según Turner (1963). Sier ra de San Luis (Figs . pero las texturas no son típicamente magmáticas. Son discordantes y tienen una marcada zonación interna En el contacto entre los plutones hay diques anulares compuestos por granitos de grano fino y aplitas. Córdoba. Mapa geológico del batolito devónico de Alpa Corral.146 6 4 5 0· GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Lo s Ce rro s plu ton C E R R O A S P E RO C E R R O A S P E REZ A S E l Talita plu ton A lpa Co rra l 0 4 8 Km A lpa Co rra l plu ton 7· 32 4 V IL L A LARC A A L PA C O R R AL PA PA G AY O S F ra ctu re s M a in s tru c tu ral lin e a m e n ts A n de a n Fa u lts s h o wing low e r bloc k C e n o zo ic 0 U p p e r u n it Los Cerros pluton El Talita pluton C e rro A sp e ro b a th o lith (M id d le to upper D e von ia n ) · 3 2 46 4 8 Km Alpa Corral pluton G u a c h a c o rra l s h ea r zo n e M e tam orp hic c ou ntry ro c ks (U p per P re ca mb ria n-lowe r P aleo zoic) Figura 5. basado en Pinotti (1998). . Está constituido por tres plutones. sierra de Comechingones. dos de ellos con secciones circulares. El sector norte del cuerpo está plegado conjuntamente con la caja. originalmente en escala 1:20000. . por lo cual se lo puede clasificar omo c sin-cinemático. 1998). San Luis. b) Fotografía aérea.. granulación de cuarzo. desarrollando un hornfels que se ha conser vado parcialmente en el bor de oriental. El cuerpo está plegado en forma isoclinal y alterna con tabiques de la roca de caja cuy a foliación envuelve al cuerpo. Los minerales tienen evidencias de deformación como por ejemplo maclas acuñadas y curvadas. pero las micas están orientadas paralelas a la foliación de la caja. muscovita y granate de Cerros Largos. contemporáneo con la deformación. a) Mapa del plutón de leucogranodiorita con biotita. T odas estas características r eflejan una intrusión de tipo disarmónica. Los minerales del cuerpo ígneo no m uestran signos de deformación. 1996.5 km Figura 6. Ejemplo de un cuerpo intruido armónicamente. P lut n Cerros Largo s G ran itoide s P e g m a tita s G ne isse s y e sq u is to s m ic Æ ce o s 6 5 5 0’ fa co lito s 3 2 5 0’ 3 2 5 0’ fa co lito s N 6 5 5 0’ 0. con fuerte contraste reológico y térmico. Las pegmatitas que se encuentran en la roca e d caja también son concordantes con la foliación metamórfica y los cuerpos situados en las charnelas de los pliegues son facolitos. Se intruyó antes de la deformación. 8).CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 147 Un caso diferente es el plutón tonalítico de Gasparillo (Fig . deformación de biotita y recristalización. El contraste reológico con la caja es bajo y se intruyó durante la deformación. que ha sido intensamente deformado (Llambías et al. González y Llambías. La forma del cuerpo es el resultado de la intensa deformación y está atravesado por varias fajas de cizalla. Los minerales no tienen deformación pero están orientados paralelos a la f oliación metamórfica de la caja. que separa el cuerpo ígneo de la caja. En estos casos. b) Detalle del contacto . de 33 0 0’ la a To rre 0 1 m 33 0 0’ k C u b ie rto G ra n itoid es P e gm a tita s 65 5 4’ 10 m b E s qu is to s m icÆ ce o s c . Tiene una relación axial muy alta: en el segmento norte es 20:1. dando lugar al crecimiento metasomático de cristales euhedrales de feldespato y agregados de cuarzo en la caja. donde el contraste térmico entre el cuerpo ígneo y la caja es bajo.1. 8. este es un fenómeno muy localizado. puntual.7). Contactos Los contactos de un plutón en la mayoría de los casos son netos y están perfectamente definidos. como sucede cuando la intr usión es contemporánea con un e pisodio metamórfico.1. Es un plano delgado como el de la hoja de un cuchillo. sometido a altas temperaturas durante un tiempo r elativamente prolong ado. Sin embargo. Esta característica se mantiene aun en los casos en que la caja tiene un comportamiento dúctil.a) Mapa del plutón sin-cinemático de leucogranodiorita de río de La Carpa. En los niveles profundos de la cor teza. A pesar de esta intensa digitación. algunos elementos del magma se pueden difundir hacia la caja. contemporáneo con la deformación. con espesores del orden de centímetr os a metros. que muestra las frecuentes intercalaciones de tabiques de roca de caja. Difiere del de la figura 6 porque solamente están plegados su bordes. a lo largo del contacto se pueden observar intercalaciones en las metamorfitas de la caja de delgadas láminas del cuer po ígneo. el contacto no pierde su definición (véase el detalle de la Fig.148 P lu t n R o d e L a C arp a cue rpo tabiques de prin cipa l esq uistos mic Æ ceos C arp a de La Ro GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS 32 5 8’ 32 5 8’ Figura 7. c) Fotografía aérea en escala original 1:20000. y es el r esultado del desar rollo de un g radiente de composición. En raras ocasiones los contactos son transicionales. Otro ejemplo de un cuerpo intruido armónicamente. Estas fracturas acompañan a las fracturas producidas por los esfuerzos del empuje magmático durante su ascenso . que consisten en el reemplazo del feldespato potásico por m uscovita. 1989). Esta característica lo diferencia de los lacolitos. Además de la concentración de elementos incompatibles en los diferenciados acuosos finales del magma.40 cm). cuarzo. la composición de la cúpula corresponde a la par te más dife renciada del mismo. Techos y costados El techo de un plutón es la parte superior del mismo que está en contacto con la roca de caja. 4). debido a que la er osión debería haberse detenido justo a la altur a del mismo . Si la roca de caja es imper meable los diferenciados finales. En los ni veles más profundos. tur malina. son muy raros. o . miner ales de interés económico . En los niveles superiores de un plutón. La permeabilidad de la roca de caja juega un papel importante en la concentración de los v olátiles en la cúpula del plutón. Están rellenas por minerales hida togénicos. En la caja se produce una fuerte alteración.2. a veces con casiterita o molibdenitas y w olframita. y es inde pendiente de las estructuras de la roca de caja. (Lám. o en la caja. con abundantes venas con texturas de reemplaz o. topacio. w olframita. En los plutones cuya composición tiene una distribución zonal. se promueve un sistema convectivo hidrotermal en el entorno del plutón que puede favorecer la concentración de algunos elementos que se encuentran diseminados en la roca de caja. se encuentran con frecuencia bloques de la roca de caja. al estar enriquecidas en volátiles. comúnmente referido como stoping. por lo cual es difícil identificar el tec ho. molibdenita. explotados por los fenicios desde la época del bronce. apatita. en las cercanías del tec ho. inequig ranulares. La presión interna del magma no aumenta y no llegan a formarse en el cuerpo ígneo texturas gruesas. El techo junto con los costados de la parte superior del plutón constituyen la cúpula (Fig. corroborando la independencia de la morfología del tec ho respecto a la estr uctura de la caja. El techo de los plutones intr uidos en cor teza frágil es plano y subhorizontal. la fase v olátil tiende a escaparse .CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 149 8. 9). cuyo techo es a bovedado y concor dante. fluorita. La obser vación del tec ho es frecuente en los plutones emplazados en la cor teza frágil. están relacionados a las cúpulas de los plutones (Willis Richard y Jackson. no se pueden escapar. debemos ag regar que en los ni veles dúctiles de la cor teza. etc. que pueden encontrarse próximos a la saturación con agua. Los plutones intr uidos en el interior de otr os plutones también tienen un tec ho plano. En los plutones de g ranito estos dife renciados pueden llegar a f ormar capas de pe gmatitas de 1 a 3 m de espesor . g enerando texturas de g rano g rueso. favoreciéndose las de g rano fino. tienen una amplia variedad de texturas y estructuras (Fig. Los de pósitos de estaño de Cor nualles. debido al bajo contr aste reológicos entre el cuerpo ígneo y la caja. Las fractur as asociadas a la presión de los v olátiles son delg adas. Si la roca de caja en el tec ho del plutón es per meable. fluorita. diseminación de topacio. Las cúpulas de los plutones. por el contrario. pudiendo lleg ar a la f ormación de g reisens. 9). con espesores del orden de unos pocos centímetros (1 . con fenocristales euhedrales pequeños inmersos en una pasta granular fina.1. los plutones son de pequeñas dimensiones y están generalmente rotados. Si la presión de v apor super a la resistencia de las r ocas. En los plutones emplazados en los niveles profundos de la corteza la probabilidad de encontrar el techo es escasa. se fa vorece la fracturación hidráulica. venillas de cuarzo. conjuntamente con el desar rollo de tur malina. Además. Las cúpulas de los plutones tienen interés económico debido a la posibilidad de encontrar en ellas. como muscovita. formando diques y venas leucocráticas de escaso espesor. paralelas al contacto . Los g reisens son alteraciones masivas de la roca de caja y de la cúpula del plutón. 150 Tu rb io GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS 32°49'S R E P U B LIC A A R G E N T IN A P ro vin c ia de San Luis B u e no s A ire s ` re a d el m apa Pampa de la Cal T. El hornfels del bord e oriental fue transformado en un esquisto durante la deformación. 66°07'O Portillo de Barrancas R io . quedando relictos de los porfiroblastos. Mapa geológico simplificado del plutón defor mado de Gasparillo. esquistos y hornfels Antiforma/sinforma prefamatinianos Buzamiento de lineación prefamatiniana Rumbo e inclinación de foliación prefamatiniana Q u e b ra d a Depósitos modernos Pegmatitas Granitos Plutón tonalítico Gasparillo Fm San Luis -filita y esquistoAnfibolita la de R io 32°54'S Gneis inyectado/ Migmatita Figura 8. Está atravesado por varias fajas de cizalla y la parte norte del plutón está plegada conjuntamente con la caja. Fernández N SIE R RA DE SA N LU IS Primor de Gasparillo lo Ga spa ril Charquiadero Pampa de Gasparillo 66°11'O Falla 1 km REFERENCIAS Zona de cizalla Famatiniana Milonitas Trazas de planos de foliación Fractura Foliación Famatiniana vertical Buzamiento de lineación Famatiniana Rumbo e inclinación de foliación Famatiniana Rumbo e inclinación de estratificación en filitas. según González y Llambías (1996). 1993). El borde externo del plutón se encuentra en los costados y comúnmente tiene una composición menos silícica que el núc leo. Comúnmente están atravesados por delgadas venas rectilíneas. contiene n umerosos bloques de los esquistos iny ectados de la caja. 1982. En uno de esos . pudiendo llegar hasta 1-2 km. En el dibujo se ha representado a un estrato con un coeficiente de conductividad térmica mayor que el resto y por esto en este lugar la aureola térmica es más extendida. En general los bloques están delimitados por lados planos y contornos angulosos. no existen. En muchos casos la estructura interna de estos bloque tiene diversas orientaciones. El plutón post-orogénico de El Morro. el techo de la cúpula es pe gmatítico. rellenas por el mismo material que el del plutón. cuando tienen varios centenares de metros. de edad devónica. La forma y extensión de la aureola depende del coeficiente de conductividad térmica de las rocas de la caja. 2) roof-pendants. la mayor parte de ellos rotados (Llambías y Malvicini. En casos de magmas con agua. Partes de un plutón. en particular si la caja no es per meable.CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 151 au reo l a d e co n ta c to techo del plut n cœ pula blo ques de ro ca de caja diques sin-m agm Æ ticos zon a de tra nsici n e ntre e l nœ cleo y la cœ p u la costa dos del plut n nœ cle o borde externo Figura 9. pero en el e xtremo superior es más silícica y pasa en transición hacia la cúpula. Quenardelle. Esta desigual distribución de los bloques de la caja es uno de los grandes problemas que la petrología todavía debe resolver para comprender el problema del espacio que ocupan los plutones. La aureola de contacto representa una modificación transitoria del gradie nte térmico de la roca de caja. y los tamaños son variados. los bloques se denominan 1) pendants. de menor tamaño que el anterior. De acuerdo con las dimensiones. indicando que han rotado después de haber sido desgarrados de la caja. pero con texturas más finas. de decenas a centenares de metros y 3) bloques. La cúpula tiene una composición más rica en olátiles v respecto al resto del cuerpo. principalmente de la viscosidad y de la temperatura. En consecuencia. dependiendo de la calidad de los afloramientos. al igual que la f orma. Los estudios de la anisotropía de la susceptibilidad magnética han revelado que se trata de un plutón emplazado por múltiples pulsos. (1996) pudier on identificar en la sierra de San Luis una fase de metamorfismo y defor mación previa a la intrusión del plutón tonalítico de Gasparillo. debido a que intervienen durante el emplazamiento numerosas variables que aun no han podido ser deter minadas. cuyos afloramientos abarcan una superficie de 1600 km 2 (McNulty et al. subdi vidiendo a la masa ígnea en v arios cuer pos menores.metamórfica con v arias f ases de defor mación.152 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS bloques se encuentra una mineralización de scheelita. Con estos criterios . El tamaño de un plutón depende: 1) de la cantidad de magma disponible. Llambías et al. Estas estructuras no fueron impresas en los bloques incorporados por el plutón.3. El tamaño que se mide no necesariamente corresponde a la sección máxima del plutón. per teneciente al batolito de Sier ra Nevada. lo cual ha per mitido determinar que es anterior a la intr usión (Llambías y Malvicini.1. 3) de las vías de acceso para el ingreso del magma y 4) de la resistencia de las roca de caja. frecuente en el basamento de la región. Asimismo. Si se asume que durante el emplazamiento de un cuerpo magmático las tres primeras variables son constantes. cuando la erosión deja al descubier to el techo en su totalidad. Cuando se puede reconstr uir la for ma de la sección es posible estimar el tamaño con bastante aproximación. Tiene una composición granodiorítica a granítica y su edad es Cretácico Superior. se debe tener en cuenta que plutones con una superficie extensa no necesariamente tienen g randes volúmenes. 2000). el tamaño resulta proporcional a la resistencia de la roca de caja. de edad Cámbrico superior . Todavía no se conoce cual es ese tamaño crítico. mayor será el tamaño del plutón. Con respecto al cálculo del volumen. no siempre es fácil de deter minar. como los filones ca pa. Cuanto mayor es la resistencia.. En una re gión ígneo . De acuerdo con el estudio mencionado es posible que los plutones de mayor tamaño se . Entre ellos se puede citar el plutón de Mount Gi ves. cuando se describe el tamaño de un plutón sólo se lo está refiriendo al área de sus afloramientos. Los plutones de más de 1000 km2 de sección son poco frecuentes. se requieren detallados estudios geofísicos para conocer su extensión en profundidad. La alimentación del plutón se efectuó a través de varias conductos situados a lo largo de un complejo juego de fracturas. borrando en ellas sus estructuras primarias. los plutones de mayor tamaño se encuentran en la corteza frágil. La mineralización no pasa al granito. Este plutón fue intensamente defor mado durante el Ordovícico conjuntamente con las metamorfitas de la caja. que se pueden resumir en cuatro e pisodios principales. Estados Unidos . y que finalmente convergieron para formar un único plutón. Tamaño El tamaño de los plutones . 8. los b loques de metamorfitas incorporados en los g ranitoides pueden no ser af ectados por las defor maciones posteriores a la intr usión. En forma intuitiva se puede comprender que ha y un tamaño crítico por encima del cual la caja rígida cola psa. Esta propiedad per mite identificar las fases de def ormación previas de las posteriores a la intr usión. 2) de las propiedades físicas del magma. 1982). Por esta razón. en ciertos casos podrían tratarse de pequeñas apófisis. Esto sucede con las intr usiones laminares. La determinación del tamaño de los plutones más antiguos en un ba tolito es una tarea compleja por que las intr usiones posteriores dificultan la obser vación de la v erdadera extensión. A esto se suma el hecho que las diaclasas for madas durante el enfriamiento no son fáciles de distinguir de los jueg os de diaclasas for mados con posterioridad. típicamente plutónicas y hasta pegmatíticas .1. y que no par ticipan de la historia del emplazamiento del plutón. cuyos afloramientos abarcan 1. tamaño de grano. distribución de inclusiones.CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 153 hayan formado por la inyección simultánea a partir de varios conductos alojados en una fractura. El rango de variación es . se pueden explicar por el bajo contraste térmico con la caja. cuarzo. En los plutones con composiciones intermedias es común que las zonas de mayor temperatura se encuentren adyacentes a la caja y las de menor temperatura en el centro y en la parte superior del plutón. envueltos por la foliación de las r ocas metamórficas. con transiciones entre ellas graduales. Como ejemplos podemos mencionar algunos de los plutones considerados como sin-cinemáticos de la sierra de San Luis (Fig. orientación de cristales. defor mándose conjuntamente con la roca de caja. Por este motivo no serán analizadas en este man ual. anfíbol (con frecuencia hor nblenda). En cuanto a las estructuras formadas por los juegos de diaclasas formadas durante el enfriamiento . 2) el desarrollo de diques sin-magmáticos tardíos y 3) la distribución de bloques e inclusiones. El magma proporcionado por cada conducto se extendería lateralmente convergiendo en una única masa. de apro ximadamente 300 km 2. Los tabiques que separaban cada conducto se pueden fragmentar e incorporarse como bloques. con texturas granulares deformadas. magnetita.4. cediendo ante cualquier esfuerz o con facilidad y aislando al magma en pequeños cuer pos. es menos viscoso y tiende a hacerse esférico para dismin uir la pér dida de calor . 8.4. Esto es posible porque la roca de caja cede con facilidad y per mite cambiar de forma al cuerpo ígneo. Todas ellas se forman durante la cristalización y se originan por las cor rientes convectivas originadas por los g radientes tér micos y composicionales que se desar rollan en el interior del cuer po magmático. que tiene mayor temperatura. y se las puede obser var directamente en los af loramientos. No se incluy en aquí las estr ucturas originadas por defor maciones posteriores a la solidificación. Los plutones con composiciones predominantemente monzograníticas presentan secciones de menor tamaño .1 km 2. Esto se debe a que la resistencia de la roca de caja es m uy pequeña. A pesar de lo exiguo del tamaño . 8. Entre ellos son comunes albita. etc.1. pero comúnmente el magma. y a v eces piroxeno. escapolita sódica. En estos casos el magma y la roca de caja se compor tan como fluidos. Las estructuras internas más importantes están dadas por: 1) la zonación. todavía no ha y un consenso g eneral acer ca de su v erdadero significado. Estructura interna La estructura interna de un plutón se refiere a las v ariaciones en composición. con rang os que varían desde unos pocos km 2 hasta bastante menos que un 1 km 2. las texturas granulares. Estas variaciones se disponen en zonas concéntricas. Como se verá más adelante. Zonación: Los plutones emplazados en corteza frágil muestran con frecuencia una variación en la composición. que puede llegar a ser del orden de unos 200°C o aun menor. tanto composicional como textural. turmalina.1. Los plutones emplazados en rocas dúctiles poseen tamaños mucho menores que los emplazados en r ocas frágiles. 2). que suele estar acompañada por cambios en las texturas (Fig .3). Un indicio para identificar las diaclasa for madas durante el emplazamiento y enfriamiento del plutón son los minerales que tapizan esas diaclasas y cuyo origen ígneo es indudable. Las dimensiones son muy pequeñas. Entre ellos se encuentra el plutón de leucogranodiorita muscovítica del río de La Carpa. el piso de algunos batolitos puede estar constituido por una gran cantidad de pequeños plutones. 154 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS muy amplio y con frecuencia v a desde diorita en el borde e xterno hasta monzogranito en el centro. Los plutones de monzogranitos también tienen una distribución zonal en su composición, aunque el rango de variación composicional es mucho menor y se restringe a variaciones dentro de la composición del granito. En algunos casos, cuando el contenido de agua es elevado, la zonación puede llegar a ser inversa, porque al migrar el agua hacia los borde y el techo promueve el descenso de la temperatura del solidus, prolongando el tiempo de cristalización y la composición es más silícica y leucocrática que en el resto del cuerpo . Como se ha mencionado las variaciones texturales más evidentes se encuentran en los plutones con composiciones monzo graníticas. Las más espectacular es son las que se dan en la cúpulas , donde se desarrollan pegmatitas y/o aplitas. En algunos plutones se distingue una f acies tardía leucocrática, miarolítica, con desar rollos ir regulares f ormando una intrincada red. Son com unes en los niveles superiores del cuerpo. En algunos plutones de monzogranito pobres en agua, o con cajas per meables que la dejan escapar , la z onación es apenas perce ptible con una zona externa de grano muy poco más fino que en el resto del cuer po. En los plutones con meg acristales de feldespato potásico la zonación se reconoce porque las partes externas del plutón carecen de megacristales, y el feldespato potásico aumenta de tamaño en for ma progresiva desde el borde hacia el interior. Estas zonas tienen un ancho que varían de 100 a 300 m de espesor. Las variaciones en la composición y en las texturas son transicionales y se las reconoce por la aparición o desaparición de minerales o por las variaciones de su abundancia relativa. Estas variaciones se pueden reconocer directamente en el campo , porque al ser rocas plutónicas todos los minerales pueden ser indi vidualizados con lupa, inclusive los accesorios. A cada una de las composiciones predominantes se la describe como una facies, p. ej. facies diorítica, tonalítica, etc. También, a veces, es útil describir la z onación sobre la base de su posición r elativa dentro del cuerpo, p. ej. facies de borde , facies de techo, etc. En la descripción de un plutón es con veniente dar tanto la composición como la posición de las facies , p. ej. facies de borde diorítica, facies principal (la de mayor abundancia) granodiorítica, etc. Puesto que la composición de un plutón es variable, la denominación composicional del mismo se da por la facies más abundante, por ej. un plutón granodiorítico puede variar desde diorita hasta granito, pero la composición más abundante es la granodiorita. En los batolitos es conveniente identificar a cada uno de los plutones con su composición y con un tér mino geográfico, p. ej. plutón g ranodiorítico Las Opeñas , plutón monzo granítico Alpa Corral, etc.. Es aconsejable cuando se estudia un plutón obtener muestras de cada una de las facies. De la facie principal, la más abundante, se debe obtener un mayor número de muestras, cuya cantidad dependerá de las v ariaciones menores detectadas dur ante el mapeo.. Cuando se describe un ba tolito, que está compuesto por v arios plutones, es necesario indicar la procedencia de las muestras analizadas , precisando si pro vienen de las distintas facies internas de un plutón o de dif erentes plutones . Si no se pr ocede de esta maner a sur gen imprecisiones en cuanto a las r elaciones de las muestras con la ev olución del batolito. 8.1.4.2. Diques sin-magmáticos: Los diques sin-magmáticos son cuerpos ígneos con morfología de diques que se encuentran en el interior de un plutón. Tienen pequeñas longitudes, de unos pocos metros, recorridos no continuos y delgados espesores, características que per miten distinguirlos de los diques emplazados con posterioridad al enfriamiento del plutón. Otra de las características de los diques sin-magmáticos es la de tener contactos intr usivos mutuos con la roca hospedante, esto significa que algunas apófisis del plutón penetran en el dique y otras en el plutón. La composición de los diques sin-magmáticos es más diferenciada que la de la roca hospedante, pero son indudablemente consanguíneos. Muchos plutones con composiciones intermedias, como los g ranodioríticos, contienen diques sin-ma gmáticos, pero son los plutones CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 155 de monzogranitos los que poseen la mayor cantidad. En estos últimos plutones los diques sinmagmáticos están compuestos por v ariedades leucog raníticas, a plíticas, aplíticas con desar rollos internos pegmatíticos, etc. En algunos casos estos diques tienen una estr uctura interna zonal, con texturas aplíticas en los borde y núcleos pegmatíticos en el centro . Los diques sin-magmáticos poseen algunas de las características morfológicas de los diques como ser planaridad de los contactos y contactos netos (Lám. 2). Se diferencian de los diques porque sus recorridos no superan unos pocos metros de longitud, y con espesores menores a un metro. Presentan frecuentes inter rupciones que le dan un aspecto segmentado . El contacto es neto, pero está soldado , de modo que su cohesi vidad es ma yor que en los otros diques . Esta propiedad se debe a que son contactos calientes , con bajo contraste tér mico entre el dique sinmagmático y la roca hospedante. Por lo tanto a lo largo del contacto, y con dimensiones microscópicas, entre ambas rocas se produce un intrincado crecimiento de cristales . Los plutones con composiciones inter medias, g ranodioríticas a tonalíticas , también tienen diques sin-magmáticos con composiciones a plíticas, aunque sus longitudes tienen menos de un par de metros y los espesores son de pocos centímetros . Algunos plutones dioríticos y tonalíticos contienen diferenciados tardíos ricos en anfíbol, cuyo tamaño es mayor que el de la roca huésped. Pueden aparecer como diques sin-magmáticos de escaso desarrollo o desarrollo irregulares en transición gradual hacia la roca huésped. La for mación de los diques sin-ma gmáticos es una car acterística de los plutones emplazados en un medio rígido . Esto se de be a dos pr opiedades impor tantes del compor tamiento magmático: 1) disminución del volumen del cuerpo ígneo durante la cristalización. Al ser la caja rígida no colapsa al disminuir el volumen por lo cual en el interior del cuerpo ígneo se generan esfuerzos tensionales, y 2) previo a la completa cristalización del plutón, cuando aun resta proxia madamente un 40% de magma, se pueden generar fracturas dentro del cuerpo ígneo (véase Propiedades físicas del magma). Debido a los esfuerzos tensionales estas fracturas se abren, absorbiendo al magma residual. En los plutones emplazados en un medio dúctil, la caja colapsa a medida que disminuye el volumen, impidiendo el desarrollo de los esfuerzos tensionales en el interior del cuerpo y en consecuencia no se producen fracturas. En estos casos los diferenciados finales al no encontrar un espacio libre para ubicarse , reemplazan a los cristales pre viamente for mados, proceso que puede ser asimilado a una especie de “granitización” localizada. Si el magma residual es muy rico en agua y el contraste tér mico con la caja es bajo, puede llegar a producirse una especie de “pegmatitización”. Uno c laro ejemplo de estos reemplaz os se obser va en los g ranitoides sin-cinemáticos ordovícicos de la sierra de San Luis (Llambías et al., 1998). La composición de los plutones corresponden a rocas que en el dia grama QAP grafican en el campo de las g ranodioritas, pero a diferencia de las g ranodioritas de los ar cos magmáticos, contienen olig oclasa con zonalidad apenas incipiente , f eldespato potásico, cuarz o, biotita, m uscovita y como accesorio g ranate. Los diferenciados tardíos – más rico en potasio y sodio – reemplazan a los minerales previos aumentando sensib lemente la r elación f eldespato potásico/pla gioclasa. También aumenta la proporción de cuarzo y de muscovita, que lo hace a expensas de la biotita. Es frecuente el aumento en el tamaño de los cristales , característico de la “pe gmatitización” . En síntesis, la magnitud de la relación diques sin-magmáticos/r eemplazos dentro de un plutón es indicativa de las características reológicas de la roca de campo durante el emplazamiento del cuerpo ígneo. Los diques sin-magmáticos indican un entor no rígido, mientras que los reemplazos un entorno dúctil. Por este motivo, es muy importante en el estudio de un cuer po ígneo la descripción de los diferenciados tardíos y de su ubicación dentro del cuer po. Cuando se m uestrean 156 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS estos diferenciados se debe tener en cuenta que los diques sin-magmáticos representan las composiciones más puras de esos diferenciados. En cambio, si se trata de reemplazos la composición es una mezcla entre los diferenciados finales y la roca huésped. 8.1.4.3. Miarolas: Cuando en las facies finales se alcanza la sobresaturación en agua se separa una fase acuosa que contiene álcalis, sílice y alúmina en solución. Si la permeabilidad en el interior del g ranitoide es m uy pequeña, las parcelas acuosas quedan retenidas y for man agregados cristalinos de f ormas ir regulares, con tamaños del orden de centímetros y contactos difusos . Estos agregados se denominan miarolas (Lám. 3) y pueden ser totalmente cristalinas o parcialmente huecas. Cuando la fase vapor se encuentra en alta proporción se forman geodas tapizadas por cuarzo, albita, f luorita y otr os minerales relacionados con los dife renciados magmáticos tardíos. Si la f ase vapor es subordinada forman cuerpos macizos con textur as y composiciones pegmatíticas. En algunos dioritoides las miarolas son ricas en anfíbol, cuyos cristales alcanzan hasta varios centímetros de longitud. 8.2. Aureolas de contacto Las aureolas de contacto son el resultado de la per turbación térmica transitoria causada por la intr usión de un cuer po ígneo, esta bleciéndose un n uevo g radiente tér mico. Si el tiempo de duración de ese n uevo g radiente es prolong ado, en la aur eola de contacto se pueden producir modificaciones texturales y/o mineralógicas, que se distribuyen en zonas concéntricas respecto al plutón y que reflejan la intensidad del nuevo gradiente térmico. Cuanto más próximo al cuerpo ígneo más alta es la temperatura. Cuando los cambios de una zona a otra se suceden en espacios reducidos, se puede inferir que el g radiente térmico era elev ado. En las aureolas de contacto , desarrolladas en r ocas de caja con alto contraste tér mico respecto del plutón, se encuentran n umerosas fr acturas de orig en tér mico que se for man por el rápido calentamiento. Están rellenas por minerales tardío- magmáticos, como por ejemplo albita, cuarzo, muscovita, f luorita, tur malina, topacio, etc. (Lám. 1). Las aureolas de contacto se for man a cualquiera pr ofundidad. Se e videncian ya sea por la formación de hor nfels o por el incremento del g rado metamórfico, en este último caso si el emplazamiento se produce en una faja en proceso de metamorfización. La formación de hornfels en las aureolas de contacto se produce cuando el contraste térmico es alto y la roca de caja tiene composiciones y texturas a propiadas para ello. Las rocas más sensibles a los cambios de temperatura son las que poseen minerales de baja temperatura, como es el caso de m uchas de las rocas sedimentarias y de rocas metamórficas de bajo g rado. Cuando la intrusión es contemporánea con un episodio metamórfico las aureolas de contacto producen un aumento en la intensidad del metamorfismo . Las asociaciones minerales y las texturas relacionadas con la intr usión dependen del tiempo que dur a la per turbación tér mica. En estos casos es impor tante analizar la relación entr e la duración de la per turbación tér mica causada por la intr usión y la duración del metamorfismo r egional. Las texturas que perduran dependen de cual finaliza primero . Si perdur a el metamorfismo regional habrá porfiroblastos rotados y una tendencia local al metamorfismo retrógrado. Por el contrario, si perdura la aureola de contacto habrá un cr ecimiento de porfiroblastos no orientados, fuertemente poiquilíticos, y no habrá retrogradación. CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 157 La probabilidad que en una faja metamórfica se emplacen más de un cuerpo ígneo es bastante alta. En este caso las aureolas de contacto se superponen y por lo tanto la disipación térmica del conjunto de aureolas es muy lenta, casi comparable con la duración del metamorfismo regional. El resultado es el aumento del grado metamórfico en una amplia región y la faja se caracterizará por un tipo de metamorfismo de alta temperatura y baja presión. Como consecuencia de esto , durante el mapeo de regiones metamórficas se debe tener cuidado en constatar si la aparición de minerales de mayor temperatura está asociada espacialmente a cuer pos ígneos o al pr oceso metamórfico. 8.3. Niveles de emplazamiento El nivel de emplazamiento se refiere a la profundidad donde ha cristalizado el cuerpo ígneo. La síntesis publicada por Buddington (1959), fue un trabajo de indiscutible referencia sobre este tema, agrupando a los cuerpos ígneos , de acuerdo a la profundidad de emplazamiento, en plutones de ca tazona, mesozona y e pizona. Los primeros son los más profundos , mientras que los de epizona son los más superficiales, e incluso son los que están relacionados con las rocas v olcánicas. Sin embarg o, en esa época no se tenían en cuenta las per turbaciones del compor tamiento reológico de la corteza, causadas por las variaciones transitorias de temperatura, de modo que la generalización propuesta por Buddington no se puede aplicar directamente. Las características descriptas por este autor para cada uno de los niveles de emplazamiento son en un amplio sentido reales, no obstante se debe tener mucho cuidado en asignar un nivel de intrusión sin una evaluación del régimen tér mico imper ante, del tiempo de duración de las intr usiones y de la respuesta reológica de la caja ante estas nuev as condiciones . En el concepto e pizonal de Buddington se encontr aba en for ma implícita el conce pto de un alto contraste r eológico entre el magma y la caja, mientras que en los plutones de cataz ona el contraste reológico era bajo. En la actualidad se conoce que estas relaciones reológicas se modifican con el gradiente geotérmico y con la tasa de defor mación, por lo cual no necesariamente expresan la profundidad de las intrusiones. Algunos plutones se intruyen muy cerca de la superficie, inclusive lo hacen en las unidades volcánicas consanguíneas. La presencia de plutones en el interior de las calder as volcánicas es un hecho bastante común. En La Esperanza, uno de los plutones del granito Calvo intruye las ignimbritas riolíticas y diques aplítico-riolíticos , formados durante el mismo periodo de acti vidad magmática (Fig . 10). Para estimar la profundidad del emplazamiento existen métodos indirectos y directos . Los métodos indirectos se basan en las siguientes características del cuerpo ígneo: texturas, estructuras, f orma y tipo de contacto , relaciones con la caja y naturale za de las aur eolas de contacto . Todas ellas reflejan la magnitud del contraste tér mico y la tasa de enfriamiento, que de acuerdo con el g radiente geotérmico dan un indicio de la profundidad y del compor tamiento reológico de la roca de caja. Las te xturas que re flejan un alto contr aste tér mico son: 1) las porfíricas , que indican dos tasas de enfriamiento diferentes. En este grupo no se incluyen los granitoides con megacristales de feldespato potásico , porque no re flejan una dob le historia de enfriamiento , 2) las a plíticas, porque indican un rápido enfriamiento, con una cristalización a temperaturas inferiores a las de equilibrio (metaestables). Asimismo, debemos agregar que la distribución de diferentes texturas y composición en zonas en el interior del cuerpo ígneo es un indicador de la existencia de corrientes convectivas, las cuales se originan por un alto contraste tér mico (Turner y Campbell 1986; Campbell y T urner, 1989; Valentine, 1992). La presencia de hornfels indica alto contraste tér mico. Por el contrario, si en la caja se pro - 158 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Diques y cuerpos intrusivos de La Esperanza Sim plificado de Llam b as y Rapela, 1984) a El Cuy C o m plejo p lu t nicovolcÆ nico Dos Lom as PØrm ico a TriÆ sico In fe rio r d ique s rio l ticos G ra nito C a lvo Ig nim brita riol tica L as Pa m pa s d ique s rio l ticosa pl tico s d om o de riolita Ig nim brita dac tica C o llinao dom o de riolita C o m plejo p lu t nico L a Esp eran za PØrm ico d ique s mÆ ficos p lut n D o no sa G ra no diorita Prieto 4 0 3 0·S L a Esp eran za plut n D onosa basaltos cenozoico s Calvo aL os Me nu co Plut n Calvo s 6 8 4 0·O Figura 10. Enjambres de diques riolíticos en La Esper anza, provincia de Río Negro. Los diques son útiles par a establecer la edad relativa de los cuerpos ígneos que no tienen relaciones de contacto entre sí. La edad relativa del plutón Calvo respecto l a plutón Donosa y al domo de riolita se puede establecer porque estos dos cuerpos son cortados por diques de riolita-aplita, los cuales a su v ez son cortados por el plutón Calv o. Una última generación de diques riolíticos cor ta a este plutón. duce un aumento en el g rado metamórfico, se está en pr esencia de un bajo contraste tér mico. La rigidez de la caja también implica un alto contraste térmico y este atributo se puede inferir por la relación de los contactos. Contacto rectilíneos e intersecciones angulares, así como la formación de fracturas en el entorno del intrusivo, indican el comportamiento rígido de la roca de caja. Bloques CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 159 inmersos en el cuerpo ígneo con contornos angulares también indican una fracturación frágil. En los niveles superficiales de la corteza y bajo ciertas circunstancias especiales, la roca de caja puede disminuir localmente su resistencia y fluir. Estas condiciones se logran por el calentamiento inducido por el plutón durante un tiempo relativamente prolongado. A una tasa de deformación baja la roca de caja puede f luir, adaptándose a la for ma del cuerpo ígneo. Estos procesos están restringidos exclusivamente al contacto y generalmente no tienen significación regional. Un ejemplo se encuentra en el diqueAndersen, en el río Color ado, provincia de La P ampa, donde la intrusión de un plutón de granodiorita, de 431±12 Ma (Tickyj et al., 1999), en sedimentitas, produjo la fluxión y recristalización de la caja a lo largo del contacto con un ancho de apenas unos 4 a 5 m. A 50 m del contacto la roca de caja no muestra signos de deformación ni de recristalización. En el batolito Las Chacras-Piedras Coloradas, Brogioni (1991) describió un alabeo de las estructuras de las rocas metamórficas de la roca de caja con ancho de unos 300 m. Entre el contacto entre los plutones de Alpa Corral y El T alita del batolito de cerro Áspero la estructura de las rocas metamórficas se adapta fielmente al contacto , a pesar que en el e rsto de los plutones las cor ta con alto ángulo (Fig . 5, Pinotti et al., 1996; Pinotti, 1998). La cristalización de epidoto magmático en los granitos es una característica de emplazamiento pr ofundo, ya que a las temperaturas ma gmáticas y a bajas pr esiones el epidoto no es estable (Schmidt y Thompson, 1996; Brandon et al., 1996). En Arg entina Toselli et al. (1997) y Sial et al. (1999) han r econocido diversos g rupos de g ranitoides con e pidoto magmático a lo largo de la Meg afractura de Tafí (Gr anitos de Loma P elada, El Infier nillo, Ñuñorco Gr ande, etc.) en Sier ras P ampeanas, y en el Sistema de F amatina (Granitos de P aimán, Copacabana, Cerro Toro, Sañog asta, etc .). Ambos cintur ones g raníticos está se parados por g ranitos cordieríticos del P aleozoico Inferior. Los métodos g eobarométricos que se emplean para deter minar la profundidad de la for mación de los cristales se basan en las composiciones químicas de pares de minerales en equilibrio. Este método es aplicab le tanto a minerales del plutón como en los recristalizados en la aureola de contacto . 8.4. Batolitos Los batolitos están constituidos por varios plutones, asociados en el espacio y en el tiempo . La cantidad de plutones está r elacionada con el tamaño del batolito . Batolitos de g ran extensión, como el batolito de la Costa de Perú (Fig. 11), que es integrante del batolito andino, llegan a tener más de 1000 plutones . Al respecto, debemos mencionar que este batolito es uno de los más extensos que se conocen en el F anerozoico, por lo cual no es un ejemplo representativo que puede ser utilizado par a comparar con batolitos de otras regiones . Batolitos de dimensiones pequeños, como el de Colangüil, en la provincia de San Juan, de aproximadamente 2000 km2 de superficie, están compuestos por 23 plutones . Los batolitos se f orman como consecuencia de una intensa acti vidad magmática, rela tivamente continua en el tiempo, caracterizada por pulsos de v ariada magnitud, que se suceden en forma intermitente. El tiempo que tarda en emplazarse un batolito es del orden de millones de años. El emplazamiento del batolito de la Costa de P erú comenzó en el Cr etácico inferior y finalizó en el Mioceno, con una duración apr oximada de 70 Ma. Durante este lapso se r egistraron v arios pulsos , se parados por periodos de menor acti vidad. Durante el Olig oceno, en el batolito de la Costa la actividad magmática disminuyó considerablemente registrándose muy 160 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS pocos plutones. En este aspecto refleja la disminución generalizada de la actividad magmática en toda la Cordillera de Los Andes. Otros batolitos, como el de Colangüil, en la Cordillera Frontal de San Juan, el emplazamiento comenzó en el Carbonífero inferior, se interrumpió, o disminuyó notablemente, durante el Carbonífero superior, y se reinició con una fuerte actividad en el Pérmico, continuando hasta el Triásico inferior. Entre el Pérmico y el Triásico Inferior la intrusión de los plutones fue prácticamente continua durante el periodo comprendido entre los 272 Ma y los 247 Ma. (Llambías y Sato, 1995), lo cual re presenta un lapso de 25 Ma. El emplazamiento de cada batolito está relacionado con procesos geológicos gobernados por la tectónica global, como pueden ser los procesos de subducción en los márgenes continen- DO R UA C u en ca s de an tea rco B a tolito d e la C os ta E sq uisto s pre -O rdo v cicos M a cizo de Areq uipa , PrecÆ m b ric o EC PE R L IM A Figura 11. Batolito de la Costa de Perú, según Pitcher et al. (1985). La parte central de este batolito se emplazó a lo largo de la cuenca sedimentaria relacionada a la subducción. En los extremos norte y sur intruye a los bloques de rocas metamórficas del norte de Perú y Arequipa, respectivamente. Si bien las estructuras que controlaron la intrusión cortan indistintamente diversas unidades geológicas, el mayor desarrollo del batolito en su parte central está relacionado con la cuenca de antear co. tales convergentes o el desarrollo de rifts en intraplaca continental. La Cordillera de Los Andes es uno de los lugares donde la subducción permanece activa desde el Paleozoico inferior, ya que fue el margen activo del continente de Gond wana, y con posterioridad a la a pertura del océano Atlántico, del de Sudamérica. Durante cada ciclo de subducción se desarrollaron arcos magmáticos con raíces batolíticas. Por esta razón, es común la superposición en el espacio de batolitos de diferentes edades. Todos ellos se formaron por procesos de subducción similares, en los cuales la corteza oceánica Oc 3 0 0 km e je de la n Øa t ri ch o n er a co lm Pa c it e de A re q u ip a la p la ta fo rm a fi Pitc her. y la variación en el tiempo de la composición. Sin embarg o. y de acuerdo a sus edades r elativas y sus relaciones con la caja. el concepto de suite ha sido empleado en un sentido más amplio . 626) suite es un conjunto de rocas aparentemente comagmáticas relacionadas en el espacio y en el tiempo . De acuerdo con el Glossary of Geology (Bates y Jackson. porque sería necesario definir los límites de la coherencia química y el significado petrológico de las v ariaciones aceptadas dentro de los límites. 1980. donde coexisten g ranitos peralcalinos y peraluminosos (Fig . . tienen características químicas diferentes. El estudio de un batolito r equiere definir la cantidad de plutones que lo componen. En algunos casos el agrupamiento en una suite se ha basado en a tributos descriptivos. Sin embargo. (1988) utilizaron el tér mino de suite de maner a similar. es decir la secuencia de intr usión. En los tér minos de series y de asociación no se encuentr an incluidos los conceptos de espacio y tiempo debido a que representan grupos de rocas que se repiten con cierta frecuencia en diversas regiones y épocas. p. como pueden ser los metaluminosos y peralcalinos. dificultando su identificación. Durante el estudio de un batolito. cuya composición de bandas per mite reconocer a los distintos plutones . menos extenso. en los cuales están involucrados los procesos de dife renciación. En la actualidad el mapeo de un batolito no resulta tan complicado como hace unos años porque se disponen de imágenes satelitales. p. 1987. las características y la composición de los batolitos son parecidas. Las granodioritas y tonalitas de los batolitos pérmicos son muy parecidas a las de los batolitos cenozoicos. las cuales forman parte de otro batolito. y el de g ranito cordierítico de Las Opeñas. Un ejemplo de esto sucede en el batolito de Colangüil donde dos plutones de edad similar y situados a pocos metr os uno de otro. que posibilitan la f ormación de rocas con diversas composiciones. pudiéndose citar entre ellas el complejo centrado de Ririw ai. y en otros. Por este motivo el término de suite no siempre expresa el mismo significado . peraluminoso. Situaciones similares se dan en muchas localidades. 16). la for ma de cada uno de ellos . Por este motivo. el batolito del P aleozoico superior-Triásico es roca de caja para las intrusiones del Mioceno (Llambías et al. A modo de resumen. por lo cual es necesario un detallado mapeo para poder separarlos. su asociación con los enjambres de diques si los hubiera. es necesario agrupar los plutones de acuerdo a sus características petrográficas y te xturales. En la Cordillera Frontal de San J uan. El plutón de granito anfibólico de Los La vaderos es metaluminosos transicional a peralcalino. En el futuro se podrá determinar en forma aproximada hasta la pr oporción del sílice del mismo . en otros en g enéticos. 132) y cuando la fuente tiene una composición heterogénea pueden converger en forma conjunta distintos tipos de magmas. el problema de coherencia química puede ser discutible. 1990).CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 161 subduce a la continental. Chappell et al. se han combinados ambos atributos (Whitten. pero con un rango de variabilidad acotado por la naturaleza de los procesos de diferenciación. Ambos tér minos han sido utilizados por di versos autores en fo rma indistinta y hasta podrían ser equi valentes. pero lamentab lemente con criterios dif erentes. Un conjunto de plutones de características y edades similares constituyen una suite o una superunidad (Fig. e incluso a la zonación interna de cada uno de ellos.. En la actualidad se acepta que la composición química de los granitoides refleja la composición de la fuente (Arculus . 1991). en la T abla 2 se dan las asociaciones y series para los granitoides resumidas por Lameyre y Bonin (1991). pero que aun no ha sido mapeado en detalle . 12) . Para describir un batolito es necesario identificar cada uno de sus plutones y determinar sus edades relativas. 1997. pero agregaron que las rocas que par ticipan en una suite deben tener una coher encia química absoluta. El tér mino suite debe dif erenciarse claramente del de serie y asociación magmática. Tonalita G ranodiorita. G ranodiorita JecuÆ n 102 Figura 12. M onzogranito. tonalitas-trondhjemitas granodioritas monzonitas leucogranitos (pobres en agua) peraluminosas (ricas en agua) Tonalitas y granodioritas (ricas en agua) calco-alcalinas Orogénicas movilizados anatécticos Tabla 2.p. D io rita cuarc fera A plita. M onzonita G ranodiorita. . Asociaciones Anorogénicas Series tholeíticas (subalcalinas) Grupos de rocas basaltos toleíticos alcalinas.162 M a (U-Pb ) GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS co m posici n M onzogranito S up erunidad /Un idad P ativilca (unida d) S ayÆ n/C aæÆ s (68) A plita. carbonatitas. G ranodiorita S anta Rosa Tonalita. M onzodiorita cuarc fera G ranodiorita 66 P uscao 68 S an Jer nim o 71 (63) La M ina P accho H um aya (unida d) enjam bres de diq ues m Æ ficos 73 82 91 Leu co granito M onzogranito G ranodiorita. M onzogranito. nefelinitas. (1985. etc. M onzogranito G ranito apl tico. P según Pitcher et al. 95). En cada Superunidad las rocas están ordenadas por edad. G ranodiorita S ieno granito. Superunidades y unidades del segmento Lima del batolito de la Costa deerú. sienitas. M onzogranito. Esquema de asociaciones y series ma gmáticas de los g ranitoides de acuer do a Lame yre y Bonin (1991). siendo las ubicadas abajo las más antiguas. ígneos. Otra denominación utilizada con frecuencia es la de Complejo . 1984). El batolito andino (Fig. Super unidad Santa Rosa. Unidad es equivalente a Formación. el batolito de la Costa de P erú. mayor es la proporción de rocas ácidas (Fig.12) que participan. diques. Debido al extraordinario desarrollo del batolito andino no es comparable con otros batolitos. diques. coladas. La longitud de los mismos puede ser del orden de centenares a miles de kilómetros con anchos que varían entre 30 y 80 km. pero . El Gr upo v olcánico F arallón Ne gro también puede ser descripto como un Complejo ya que está constituido por diversas unidades ígneas: plutones. Cada unidad se denomina con el nombre de la roca predominante y un nombre g eográfico. el Complejo plutónico volcánico Dos Lomas en región de La Esperanza. pero a medida que la Super unidad es más jo ven. etc. El concepto de Superunidad también incluye el concepto de cosanguineidad. Los ambientes tectónicos a los cuales están relacionados los batolitos son de verso di tipo. Así. provincia de Río Ne gro (Fig. con edades que van desde el Jurásico Superior hasta el Mioceno. Está subdivididos en varios ba tolitos: como p . etc. donde el ma gma puede for mar cuerpos de diversos tamaños. lo define así: “Unidad constituida por di versos tipos litológicos (sedimentarios . formas y texturas. metamórficos) dispuestos ir regularmente o caracterizada por una estr uctura complicada en la que la sucesión original de las rocas que la componen no es reconocible”. De esta manera son equi valentes al tér mino Grupo de la nomenclatura estratig ráfica. Las variaciones en composición y te xtura en el interior de cada plutón son inherentes a la dinámica inter na del plutón y se describen como facies . que con frecuencia se pr esentan en di versos tipos de cuer pos ígneos . La Superunidad que le sucede en el tiempo repite en forma similar este ciclo. brechas ígneas. Granodiorita Las Piedritas . 94).CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 163 El concepto de Superunidad fue creado para agrupar los plutones del Batolito de la Costa de Perú. ej. el tér mino Complejo es descriptivo. etc. tiene una longitud de unos 7000 km. por ejemplo. Es aconsejable que Suite o Super unidad sean empleados como her ramientas de mapeo con la finalidad de ag rupar los plutones en secuencias ígneas con similar es características y edades relativas. cada una de ellas repr esenta un pulso ma gmático. como por ejemplo diques . (1985. 14). La forma de los batolitos es g eneralmente alargada. En cada Superunidad hay una variación progresiva en la composición de los pulsos magmáticos pasando de composiciones intermedias a ácidas. Una Superunidad está constituida por Unidades. Una síntesis de sus características se discute en Pitcher et al. En Ámerica del norte los batolitos también continúan a lo larg o del margen activo (Fig. A pesar que esta última condición implica una cier ta cosanguineidad. comúnmente de menor extensión. etc . con una cierta coherencia química . El Códig o Ar gentino de Estratigrafía. Tonalita Pacho. ej. está constituido por ignimbritas . por ej. Una Superunidad se denomina con un nombre g eográfico p. de Nevada. Estas for mas son comunes tanto a los batolitos de los bordes continentales activos como los batolitos de intraplaca. domos sub volcánicos. el batolito P atagónico. filones ca pa. El tér mino Complejo es especialmente a plicable cuando los procesos ígneos se desarrollan en la interf ase corteza-atmósfera. y plutones (Llambías y R apela. p. Como mínimo una Unidad puede estar constituida por un plutón. y que está relacionada a una evolución magmática común. con r elaciones axiales altas . que es en donde está mejor expuesta. La utilización de Complejo es apropiada para el mapeo de las rocas ígneas. etc. de Columbia Británica. como los batolitos de Baja California (Peninsular Ranges batholith). Es equivalente a Grupo y puede comprender v arias unidades de menor rang o. no siendo raras las unidades constituidas por varios plutones. La condición necesaria es que todas estas rocas se ha yan for mado como consecuencia de un periodo de actividad magmática definido en el espacio y en el tiempo. 10). plutones e inclusive rocas extr usivas. 13). estrec hamente asociadas con la evolución del margen continental y con la evolución del batolito. muchos de ellos laminados . El batolito andino (Fig. Batolitos orogénicos Son los que se encuentran en los arcos magmáticos relacionados con los procesos de subducción. En los casos en los cuales durante la subducción se produce una colisión. En las rocas más máficas se encuentra piroxeno. 14) también es otro batolito intensamente estudiado. A diferencia del batolito de la Costa de P erú se observa una clara polaridad . g abros cuar cíferos. 6 Granito 0. por lo cual se puede tomar como una generalidad. La parte central y oriental del batolito intr uye rocas metamórficas y sedimentarias del P aleozoico y Mesozoico. anfíbol y biotita.9 %. dioritas y monzogranitos. relaciones tectónicas y edad. asociados a margenes continentales activos. El borde occidental del batolito intruye turbiditas y rocas v olcánicas y v olcaniclásticas de edad J urásica a Cretácica. 1988). Está compuesto por v arias Super unidades (Fig. en la par te central se encuentra en la cuenca sedimentaria Mesoz oica. Las rocas más antiguas del batolito son gabros (Superunidad Patap). ej. 12) cuyas edades se extienden desde 102 hasta 37 Ma.4. Esta composición es común a otros ba tolito andinos. El batolito de Perú atraviesa diversas estructuras (Fig. Los enclaves microgranulares máficos son muy frecuentes. de aproximadamente 15 km de espesor. La composición es predominantemente tonalítica a granodiorítica. En menor pr oporción se encuentr an g abros. con escasa proporción de monzogranitos. Es aquí donde el batolito muestra su mayor volumen. Los plutones son alargados en el sentido del eje del batolito. El batolito de Baja California (Peninsular Ranges batholtih. con edades Proterozoicas. con un gran desarrollo volcánico contemporáneo con el batolito. De acuerdo con Cobbing y Pitcher (1992) se puede estimar en el segmento Lima las siguientes proporciones relativas: gabbro-diorita 15. asociados a la intraplaca. p. típicamente metalumniosas. el cual coincide con las estr ucturas más importantes de la caja. continente-continente los batolitos asociados a este proceso se denominan colisionales y sus características son diferentes a las de los batolitos relacionados a subducción simple. El batolito de la Costa de Perú ha sido extensamente estudiado durante los últimos 30 años (véase la síntesis de Pitc her et al.164 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS en forma sintética se los puede agrupar en batolitos orogénicos. 13) está caracterizado por la abundancia de granodioritas y tonalitas. En este sector el espesor de la corteza es muy delgado. El batolito andino es un ejemplo de este tipo y los numerosos estudios realizados sobre el mismo en distintos sectores han permitido obtener un conocimiento detallado de su composición. 8. 1990). Las plagioc lasas zonadas . y en segundo orden se encuentran las g ranodioritas. e incluso se está creando durante el emplazamiento del batolito (Atherton. prácticamente se encuentran en todas las rocas con composiciones inter medias.1. junto con cuarzo y feldespato potásico son los minerales más característicos.6%. 11): en el norte intruye a los esquistos pre-ordovícicos. Enjambres de diques acompañan la intr usión de los plutones . y batolitos anorogénicos. petrología. La composición del batolito es predominantemente tonalitíca. No se han hallado otr os gabros dentro del batolito . 1985). tonalita: 57.. calco-alcalinas. con diámetros que varían entre 1 y 50 km (Silver y Chappell. per o no se conoce con precisión si for man parte de la ev olución del ba tolito o per tenecen a un ev ento pr evio.9% granodiorita: 25. Fig. En la parte central de batolito la cuenca Mesozoica tiene una corteza muy joven. Tiene una longitud de 1000 km y está compuesto por umerosos n plutones. contrastando con el borde oriental del batolito que es casi el doble. y al sur cor ta el Macizo de Ar equipa. Distribución del batolito andino. El batolito Patagónico es otro de los g randes batolitos que integran el batolito Andino . indicando en cierta manera un desplazamiento de la edad hacia el interior. Este rejuvenecimiento en edad hacia el interior del continente es común a otros segmentos del batolito andino. como sucede en el sector central y nor te de Chile donde los cuerpos intrusivos disminuyen en edad desde la Cordillera de la Costa (Jurásicos a Cretácico inferior) hacia el interior (Cenozoico). En el batolito de la Costa de P erú no se ha obser vado este rejuvenecimiento. Está compuesto por innumerables plutones cuyas edades se encuentran comprendidas entre 165 y 11 Ma. 1991). La edad del sector occidental está comprendida entre 118 y 125 Ma. indicando una rápida e intensa denudación que per mitió su exhumación. sin embargo. 2 1987). Na2O y K2O hacia el este (Gromet y Silver. con un mayor enriquecimiento en SiO . El sector oriental es algo más joven.. pero con un pico de máxima actividad entre 120 y 70 Ma (Bruce et al. Las rocas predominantes .CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 165 Figura 13. con edades comprendidas entre 80 y 105 Ma. Una cubierta sedimentaria del Cretácico superior se apoya sobre el batolito . composicional. Aflora mayormente en la Cordillera Patagónica que comparten Argentina y Chile. el batolito de la Cor dillera Blanca se encuentra al este del de la Costa y su edad es Mioceno . con edades que v an desde el J urásico superior hasta el Mioceno . entre los 46 y 55°S. Son típicamente peraluminosos. pero son algo más abundantes que en otros batolitos. intercalados entr e las láminas de corrimiento.. No obstante. W eaver et al. 15). la acti vidad magmática sin-colisional no es ab undantes. que opera desde el Eoceno . y metamórficas de g rado medio . aunque se han reconocido en la placa India diversos plutones de edad miocena. 1990) han estimado que las ocas r más abundantes son tonalitas (35 a 45%) mientras que los granitos no superan el 20%. cuya edad es Mioceno Superior . Consiste en una lámina compuesta por leucogranitos ricos en muscovita. En conjunto la composición es un poco más máfica que la del batolito de la Costa de Perú. Diques máficos de grano fino a afaníticos están presentes en todo el batolito . son tonalitas y granodioritas... 1988). Los batolitos relacionados con colisiones tienen composiciones más silícicas que los andinos y están formados por una amplia mayoría de granitos. Sin embargo.166 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS C an ad Æ A la ska A le utian as C olum bia B ritÆ n ica Idaho S ie rra N evada E stad os U nido s P eninsu la r R an ges 10 00 km M Øxic o Figura 14. con biotita escasa y turma- . Las dioritas y gabros y noritas se encuentran en proporciones subordinadas. El metamorfismo es una consecuencia de la colisión. En el Himalaya (Fig. que resulta de la colisión entre la India y Asia. Distribución de los batolitos Cretácico-Cenozoicos más importantes de América del Norte y las denominaciones más frecuentemente utilizadas. No forman batolitos de grandes extensiones. es difícil estimar la composición global del batolito debido a la inaccesibilidad del ter reno. aunque en algunas áreas son algo más abundantes (Nelson et al. Uno de los plutones del Himalaya que ha sido estudiado en detalle es el de Manaslu. con f ormas laminar es. como los descriptos. que en muchos casos son leucocráticos. Su composición varía desde basaltos hasta andesitas anfibólicas . Los monzogranitos son bastantes escasos. Nelson et al. Sus cajas son rocas sedimentarias. 1988. La característica principal de este metamorfismo es que está in vertido. es decir el grado bajo se encuentr a en el piso y el g rado medio a alto en el tec ho. sino que for man plutones de di versos tamaño. con a bundante cianita y sillimanita. afectando a las rocas sedimentarias jurásicocretácicas. Los granitos están deformados y en parte han sido transformados en ortogneises.. Perfil esquemático. con indicación de los g ranitos y estructuras más importantes del Himalaya en Nepal. situado en la cadena tanshimalaica. 1987. con escaso desar rollo de diques an ulares de similar composición. La extensión de estos batolitos es menor que la de los ba tolitos orogénicos. Los batolitos de la sierra de San Luis pueden ser conside- Faja de m etam orfism o invertido. La composición de estos ba tolitos es pr edominantemente monz ogranítica.CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 167 lina como accesorio más abundante.. Los plutones están alineados a lo largo de fracturas y los plutones más tardíos tienen secciones circulares. según la síntesis de France-Lanord y Le Fort (1988). que pasa de grado clorita en el piso a gra do cianita en el techo . Pér mico superior a T riásico inferior es un ejemplo de un ba tolito post-orogénico. 1999). Harrison et al. la actividad magmática puede ser intensa. y que está separado de la placa India por los complejos ofiolíticos correspondientes a la sutura. 1999). El batolito de Colangüil. Posee una laminación interna de origen magmático dada por el agrupamiento de micas y turmalina. con granodioritas subor dinadas. Algunos batolitos se desarrollan con posterioridad al procesos orogénico y se relacionan con los procesos que suceden a la deformación. rocas m etam rficas Zona de napes del Him alayas del Norte rocas sedim entarias en parte m etam rficas granito de M anaslu leucogranitos defo rm ados S SW zon a de sutura N NE H im alaya inferior 0 B lo qu e d e L asa plac 50 km a In d ia 5 0 km Figura 15. que sucede a la f ase orogénica San Rafael. Después de una orogénesis se produce un alivio mecánico. En su mayoría son leucogranitos peraluminosos con biotita y muscovita. . Se estima que la intrusión del granito está asociada a la tectónica de corrimiento y se lo puede caracterizar como sin-cinemático (Le Fort et al. que puede durar bastante más de 20 Ma.. Durante este periodo de extensión. se encuentra el batolito transhimalaico (120-40 Ma) y una serie de volcanitas calco alcalinas y potásicas y ultrapotásicas del Mioceno (Miller et al. Es la época en que se for man los batolitos post-orogénicos y los plateau riolíticos. En este sentido son dif erentes a los ba tolitos or ogénicos. Sobre esta foliación se impuso una foliación tectónica con similar orientación. En el bloque de Lhasa. pasando del acortamiento lateral causado por la compresión a una extensión. del Pérmico inferior. . con par ticipación de rocas básicas junto con las ácidas .168 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS rados como post-orogénicos tardíos (Llambías et al. 16). conjuntamente con riolitas y basaltos (Fig . 1987) por sus asociaciones con mineralizaciones de estaño .2. compuesto principalmente por v arios plutones de g ranitos álcali-f eldespáticos. riolitas y rocas con texturas granulares finas. Entre todos los numerosos complejos de esta región se destaca el de SaraFier (Fig. este de Boli via y P araguay. Batolitos anorogénicos o de intraplaca Los batolitos que se encuentran en intraplaca son también denominados anorogénicos. 1998).. Están r elacionados a las estr ucturas extensionales producidas durante la aper tura del océano Atlántico. Tienen una edad devónica. El complejo tiene sección circular. acordes con las estructuras lineales que controlaron su emplazamiento . La composición es per -alcalina a alcalina y ma yormente están for mados por g ranitos hipersolvus.. y en menor proporción por sienitas (Turner. uranio. 1963). porque no están relacionados a procesos orogénicos. Están constituidos por complejos intrusivos centrados. Tienen menor extensión que los batolitos calco-alcalinos de los arcos magmáticos.4. a v eces con texturas típicas de rocas volcánicas. con abundantes diques anulares. 1985). Se encuentran en estrecha relación con estructuras de rifts. Los plutones tienen secciones circulares y son com unes los diques an ulares. Los complejos anulares volcánico-plutónicos triásicos a jurásicos del norte de Nigeria constituyen una provincia granítica per-alcalina a alcalina que ha sido intensamente estudiadas (Bowden et al. y se intruyeron durante la etapa de ascenso que sucedió a la orogénesis ordovícica. que también forma parte de la provincia granítica de Nigeria. También asociados a rifts se encuentran complejos centrados máficos alcalinos como son los complejos cretácicos de Br asil. . 8. El complejo de Ririwai (Kinaird et al. con un diámetro de 12 km. Por esta razón forman complejos plutono. Se han distinguido varios centros cuya edad disminuye hacia el sudeste. Cuando estos complejos están alineados forman verdaderos batolitos con formas alargadas. 4). está constituido por g ranitos metaluminosos y peraluminosos . lo cual significa que se han f ormado a altas temperaturas y con bajo contenido de agua. como es el caso de los complejos centrados plutónico-volcánicos del graben de Oslo o del rift de Nigeria. que constituye un pequeño batolito de 50 km de largo por 10 de ancho. A v eces forman asociaciones bimodales . Cada plutón mayor forma parte de un complejo centrado con abundantes diques anulares de traquitas. niobio y tierras raras. per -alcalinos.volcánicos. batolito de Colangüil. albita. según Kinnaird et al.CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 169 N 3 km G ran ito peralcalino G ran ito peralum inoso P rfido gran tico m eta lum inoso B asaltos R io litas Figura 16. en el norte de Nigeria. . topacio y fluorita. Lámina 1. Fracturación térmica en la roca de caja del plutón de granito Chita. Están constituidas por cuarz o. Mapa geológico del complejo centrado de Ririwai. muscovita. (1985). Consiste en una asociación bimodal compuesta por basaltos y riolitas . También se presentan en forma conjunta granitos peralcalinos y peraluminosos. Las venas que se encuentra en la parte superior de la f otografía tienen 8 cm de espesor . Lámina 3. indicando que se formaron a partir de un sistema acuoso con par ticipación de una fase g aseosa. cuyos contactos no son cohesivos. facies de grano fino. tienen un recorrido relativamente irregular y el contacto es una superficie cohesiva. provincia de San Juan. Diferenciados magmáticos tardíos con formas de miarolas. Granito Curacó. Los diques no son continuos. batolito de Colangüil.170 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Lámina 2. Estas características los diferencias de los diques comunes. El espesor no supera los 40 cm. . provincia de La Pampa. Granito Los Puentes . Los núcleos son huecos. Diques sin-magmáticos constituidos por aplitas alojados en un g ranito con megacristales de feldespato potásico. Abajo. . Batolito de la Costa de Perú. La roca de caja son sedimentitas plegadas de la Formación Agua Negra.CUERPOS IGNEOS GLOBOSOS 171 Lámina 4. Estas características no dependen de la estructura de la roca de caja. batoli to de Colangüil. Segmento Lima. que aparece con una coloración más oscura . del Carbonífero superior a Pérmico inferior. Arriba. se observa el techo de un plutón de g ranodiorita intruido en una diorita. techo del plutón de granito Chita. Los techos de los plutones intruidos en la parte superior de la corteza frágil son con frecuencia planos y horizontales. CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES 105 . Colombia. o la cor riente de bar ro proveniente del v olcán Nevado del Ruiz. Introducción Los procesos volcánicos son frecuentes. Le gros et al. Saint Pierre de Miquelon. Cas y W right. Fisher y Sc hmincke. Pompeya.CAPÍTULO 9 Procesos y r ocas volcánicas 9. Una de las características más sobresalientes en la evolución de un volcán es que cada uno de los episodios eruptivos se desar rolla con una r apidez que es poco frecuente entre los procesos geológicos. están r elacionados a plumas tér micas que accionan sobre una litósfe ra de menor espesor que en los continentes . el tsunami causado por la er upción del Krakatoa en 1883.1978. Martinica (1902). Para ello es necesario disponer de un presupuesto de energía adecuado . La enor me cantidad de rocas extr usivas que se encuentran en la superficie de la cor teza.000 m sobr e el fondo del mar. Los volcanes también está estrechamente asociados a la economía como g eneradores de yacimientos minerales. Dr uitt. Las limitaciones en la cantidad de ener gía se pueden comprobar por la altura de los edificios v olcánicos. et al. 2000. al pié del Mount P elée. 1993. 1990. 1998. como fuentes de rocas de a plicación y de energía g eotérmica. que sepultó a la ciudad de Armero. Las erupciones y los procesos secundarios asociados a ellas . Jaupart y Tait. en 1985. Sin embargo. El interés por el estudio de los volcanes no es exclusivamente geológico ya que tienen una gran incidencia en el desarrollo del clima y al bienestar de los pueblos radicados en las cercanías de volcanes activos.. que no sobrepasan los 3000 a 4000 m sobre la superficie. que tiene mayor densidad que el air e. 1984. que a veces alcanzan hasta cente- . 1997.. Estas condiciones per miten alcanzar a algunos de esos volcanes alturas de alrededor de 6. Sigur dsson et al. Basta con recordar las er upciones que se pultaron las poblaciones de Akrotiri. 1986. 1998. poniendo de manifiesto que la Tierra aun conserva suficiente energía para expulsar el magma a la superficie. Mayores alturas tienen algunos de los edificios volcánicos que se encuentran en el interior de las placas oceánicas. ya que existen una extensa bibliografía al respecto a la cual puede recurrir el lector para ampliar sus conocimientos (Teruggi. Las erupciones de grandes volúmenes de magma. 2000). la cantidad de energía disponib le en la litósfe ra rara vez se encuentra en ex ceso. aunque sí en suficiente cantidad para per mitir que el magma pueda llegar a la superficie. Además. salvando la vida de miles de personas. 1998. al pié del v olcán Santorini (1650 antes de Cristo). suficiente para superar la g ravedad y las fuerzas de fricción. En este capítulo solo haremos una breve síntesis de los procesos volcánicos. Woods. pero en estos casos una gran parte del edificio volcánico se encuentra debajo del agua. Sparks et al. Mader. Mazzoni. como los tsunamis y los lahar es. pueden resultar catastróficas par a el hombre . Mar tí y Araña. revela que una g ran par te de los materiales fundidos for mados en la base de la litósfe ra han tenido que ascender v arias decenas de kilómetros. 1987. al pié del V esubio (79 después de Cristo).1. Sobr e los di versos aspectos de los procesos volcánicos se han escrito numerosos artículos y libros y el progreso científico alcanzado ha per mitido predecir con bastante precisión algunas er upciones. Este último proceso se produce por la separación de la fase volátil del fundido. ya sea fragmentado o no fragmentado. en particular si es realimentada por sucesiv as inyecciones provenientes de reser vorios más profundos . Pero para evitar una confusión. Su forma y tamaño dependen de numerosas variables. solo duran unos pocos días. El magma vesicula y en los niveles superiores del conducto se produce la fragmentación. Cuando el magma llega a la interfase corteza . 2).174 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS nares de kilómetros cúbicos.atmósfera puede fluir como una lava. debemos aclarar que la rapidez con que se producen los e pisodios eruptivos no significa que el volcán se haya formado en un br eve tiempo. en la cual el ma terial fundido sale enter o (Lám. la cual puede per manecer activa por más de un millón de años . Por el contario. cada e pisodios eruptivo presupone una altísima concentración de energía en un tiempo muy corto. 1). Las fracturas que llegan hasta la superficie producen una brusca caída de la presión que favorece la saturación. o puede fragmentarse (Lám. es decir no fragmentado . proceso que se conoce como vesiculación. con la formación de burb ujas. las cuales dependen de la viscosidad de los fundidos magmáticos y de la naturaleza del ma terial fragmentado. la forma del volcán depende del ángulo de reposo con que se acumulan las partículas. su desar rollo completo tiene una duración que puede lleg ar a ser similar a la de la cámar a magmática. en el entorno del conducto ígneo van formando progresivamente el edificio volcánico o simplemente el v olcán. En líneas g enerales. Las cor rientes convectivas en el interior de la cámar a magmática concentran la fase v olátil en la cúpula aumentando la pr esión interna y fracturando el techo. Las sucesivas acumulaciones de magma. El material piroclástico es expulsado con violencia formando la columna eruptiva. Esquema de una er upción volcánica a partir de un reservorio magmático superficial. Cuando la pr esión interna de las burbujas supera la resistencia de los tabiques que la limitan. A diferencia de los demás pr ocesos geológicos. El caudal que se extruye es con frecuencia de v arias toneladas por se gundo. 1). en particular de aquellas que se relacionan con la clase de energía que desencadenó la er upción. y desde un punto de vista físico. C olum na eruptiva edificio volcÆ n ico E ru pci n Fragm e ntac i n conducto gneo Ve sicula ci n cœ pula del re servorio m agm Æ tico Zo na de concentraci n de la fase volÆ til Zo na de convecc i n R eservo rio m agm Æ tico Figura 1. bloques. que dur an cientos de miles a millones de años . dando origen a los vitroclastos o piroclastos que componen la columna eruptiva o pluma er uptiva (Fig. explotan produciéndose la fragmentación del magma. y la vas. . e incluso pocas horas. bombas.. Un estilo adicional corresponde a las erupciones freatomagmáticas o hidromagmáticas. Sus características de explosividad y erupción son intermedias entre las del estilo hawaiano y las vulcanianas. debido a los rápidos cambios que se producen durante la erupción y a la m ultiplicidad de factores que intervienen. La columna eruptiva está constituida por piroclastos. de a penas min utos. pliniano y surtseyano. de hasta v arios metros de diámetro . La er upción de andesitas basálticas del v olcán P aricutín. de m uy alta v elocidad. en el Mediterráneo. que se producen en las áreas continentales por el contacto del magma con agua meteórica.2. Las erupciones de tipo hawaiano provienen de cámaras magmáticas profundas. Erupciones vulcanianas: Son er upciones explosivas.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 175 9. vulcaniano. adquiriendo un g ran tamaño. Las er upciones son tr anquilas. catastróficas. La forma de los volcanes asociada a este tipo de erupción es en escudos. Como consecuencia de la baja viscosidad. de composiciones basálticas a andesíticas. por lo cual las burbujas pueden crecer fácilmente . caracterizados por escasa altura y g ran extensión lateral. México. La composición predominante es basáltica. Por este moti vo la fragmentación afecta a g randes v olúmenes de magma g enerando una er upción par cialmente explosiva. Las er upciones estrombolianas pueden cor responder a er upciones provenientes de cámaras profundas o semiprofundas (no menos de 6 km de profundidad). Los estilos de erupción se pueden agrupar en: hawaiano. con emisión de abundantes lavas y con gran cantidad de bombas y bloques. El nombre proviene del volcán Stromboli. Estilos er uptivos Las variadas fuentes de energía que posibilitan una er upción condicionan los estilos eruptivos y modelan las f ormas de los v olcanes. Erupciones estrombolianas: Las er upciones estrombolianas son m ucho menos explosivas que las plinianas y se producen por la vesiculación y la fragmentación de magmas poco viscosos. El material piroclástico de g rano fino es escasos. el magma posee alta ductilidad. Dan orig en a columnas er uptivas efímeras y si las explosiones son laterales a oleadas piroclásticas . Consisten en er upciones de una violencia extrema. Los estilos eruptivos más importantes son los siguientes: Erupciones hawaianas: El estilo de erupción hawaiano se caracteriza por una muy elevada proporción de la vas respecto a productos piro clásticos. no es una tarea sencilla identificar una er upción con uno de esos estilos . Los extremos van desde magmas que no fragmentan hasta magmas cuya fragmentación es altamente explosiva. A pesar de la aparente sencillez en la clasificación de los estilos eruptivos. Esta propiedad per mite que varias burbujas se una entre sí. La altura de la columna es baja y la tr ayectoria de las bombas es de tipo balística. situadas con frecuencia en el manto. de alrededor de 10 km. La par ticipación de material pir oclástico es m uy reducida y se circunscribe a los alrededores de la salida o boca del conducto. En consecuencia. . de apenas unos pocos g rados. El ángulo de r eposo con que se depositan las lavas es bajo. ocur rida en 1942. muy poco explosi vas. que se suceden con intervalos de unos pocos minutos. de hasta 400 m s-1. estromboliano. donde forma un cono de escasa altura de b loques y bombas cementados por lava. pero alcanzan hasta 20 km (Sparks et al. Los estilos er uptivos son de di versa naturaleza y su amplia variedad se debe a las innumerables combinaciones que se registran en los procesos de fragmentación y en su grado de explosividad. y están constituidas por la vas muy f luidas. p. Las columnas eruptivas son de mediana altura. gases y vapor de agua. de muy corta duración. con una proporción de gas/ partículas sólidas muy alta. abundantes litoclastos. la morfología de los v olcanes es también inter media. es un típico ejemplo de erupción estr omboliana. 1997. por lo cual se acum ulan en un área r estringida. con composiciones que v arían desde andesíticas a riolíticas . ocurrida en 1932. Erupciones plinianas: Son er upciones con una alta pr oporción de material pir oclástico. 1998).1 a 150 km. El caudal de descarga es del orden de 10 a 105 m s-1 a velocidades de decenas -1 a cientos de m s (Mader. con volúmenes. equivalentes a roca 3 3 densa. contribuyendo a la periodicidad de las erupciones. del orden de 10 a 1014 kg. coladas. muy diluido con air e. andesitas y en menor proporción basaltos. 1987). e incluso lahares. y se mantuv o durante 19 horas (Carey y Sigurdsson. depósitos de oleadas piroclásticas. Están asociadas a magmas viscosos . Su elevada explosividad se explica por la interacción con cuerpos de agua. cuya duración es de horas o a lo sumo un par de días. quien comparó la forma de la columna er uptiva con los pinos de la campiña romana. y las rocas son ignimbritas. En este tipo de erupciones son frecuentes los depósitos de caída. y que fue descripta detalladamente por Plinio El J oven. asim Øtric o p or e l vien to d o m in an te C olu m n a o plu m a eru p tiv a C ola ps o d e la c o lu m n a e ru p tiva (flu jo s p iro c lÆ s tico s d en s o s ) c a d a d e te fra E dificio v o lc Æ n ico Figura 2. de 0.176 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS 29). Esquema de una erupción a partir de un reservorio magmático poco profundo. El sombrero o paraguas se forma porque se equilibran las densidades del material piroclástico. producto de una fuer te explosión. cuando la densidad de la misma es igual a la de la atmósfera a esa altura. se desparrama lateralmente for mando un sombrero ( Fig. debido a los vientos dominantes afectó mayormente a Argen- . permitiendo la concentración de presiones elevadas en el conducto v olcánico. alcanzó entre 27 y 33 km. tobas. v ien tos do m in a nte s S om bre ro d e la c o lum na eru p tiv a . La rotura del domo pro voca la inmediata liberación de esa presión. que provienen del sombrero y que abarcan una amplia extensión. Durante una erupción pliniana. y la atmósf era. Italia. comúnmente denominado paraguas (umbrella). en ocasiones alcanzan dimensiones continentales. que taponan el conducto . ocur rida en el año 79 después de Cristo . La erupción del Quizapu. Las erupciones vulcanianas son propias de los magmas con composiciones intermedias. La columna eruptiva es de tipo pliniana con colapso de su parte basal. La altura de la columna eruptiva. En la parte superior de la columna. Las erupciones vulcanianas también se asocian al colapso de domos en crecimiento . que for ma una columna er uptiva de gran altitud. El nombre de pliniano pro viene de la er upción del V esubio. se extruyen 11 extraordinarias cantidades de magma. 2). Las corrientes convectivas dentro del r eservorio renuevan en la cúpula los volátiles que se descargan durante la erupción. situado en Chile a pocos metros de la frontera con Argentina en el sur de Mendoza. 9. Las er upciones plinianas y subplinianas son catastróficas y m uy destr uctivas. 1992). menor a 20 km y están asociada a la formación de domos y oleadas piroclásticas . En estos casos la dinámica inter na del r eservorio. se ha podido comprobar que el reservorio se encuentra a profundidades de 50-60 km o aún ma yores. que consisten en una parte central más o menos hueca. a unos pocos kilómetros de la superficie. sin ningún tipo de selección. En ambos tipos er uptivos las rocas predominantes son las ignimbritas . como p . y la realimentación del reser vorio por el ingreso de nuevas inyecciones de magma. catastróficas. Su pelig rosidad se debe al carácter explosivo y al gran volumen de material arrojado a la atmósfera en unas pocas horas. Son típicas de ambientes continentales y por su interacción con el agua se denominan er upciones freatomagmáticas o hidroma gmáticas. tan ab undantes en los Andes. por lo cual se requerirá de un mayor presupuesto energético para su desplazamiento (véase el capítulo . ej. Representan un estilo inter medio entre el pliniano y el vulcaniano. tiene una profunda influencia en la forma y dimensión del edificio v olcánico. por debajo de la superficie del mar . Erupciones surtseyanas: Son er upciones m uy e xplosivas. La violenta er upción de la isla volcánica de Krakatoa. de muy corta duración y de un poder destr uctivo tremendo. aunque la abundante proporción de material pumíceo parecería indicar que la vesiculación del magma se habría producido en el interior del conducto y la explosión no habría estado directamente relacionada con el a gua de mar. como por ejemplo las cor rientes convectivas. Erupciones freatomagmáticas: Son er upciones m uy violentas . Esto se debe a que cuanto mayor es la viscosidad del magma menor es su fluidez. Están constituidos por la super posición de flujos piroclásticos. La columna eruptiva alcanza menor altura. Forman los volcanes denominados maares. como p. una isla volcánica al sur de Islandia. En algunos casos . producida por la explosión. los de pósitos de caída y br echas. de alta e xplosividad. pero tienen una menor intensidad eruptiva. J La altura de la columna er uptiva fue de 27 a 30 km y su 3 -1 duración de 18 horas.000 m s (Hildreth y Drake. rodeada por un anillo de r ocas piroclásticas finamente laminadas (véase Fig . en los complejos v olcánicos centrados o en los estrat ovolcanes. Las er upciones subplinianas son similar es a las plinianas . al oeste de Java. que hiz o erupción en 1963. En estos casos el magma de be a travesar la par te más externa del manto y toda la corteza para llegar a la superficie. Requerimientos energéticos para el ascenso del magma Una de las características más importante que influye en la morfología del edificio volcánico es la ubicación del r eservorio magmático que lo alimenta. ej.3. por lo cual se denominan estrato volcanes. rellena por brechas. Las erupciones de este tipo se producen cuando la columna magmática interceptan un lago o cualquier otro depósito de agua. 15). en algunas erupciones basálticas. la difusión y seg regación de la fase volátil.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 177 tina. Los volcanes asociados a este tipo de er upciones tienen las lader as entre 30 y 40°. La viscosidad del magma está estrechamente relacionada con los requerimientos energéticos. con un caudal de descarga de 60. pudo haber sido de este tipo. en 1883. que se producen por el contacto del magma con grandes volúmenes de agua. En otros casos. El agua de mar se mez cló con el magma basáltico produciendo espectaculares explosiones y dando lug ar a la for mación de a bundante ceniza v olcánica junto con bloques de m uy diverso tamaño. El nombre proviene de la erupción del volcán Surtsey. depósitos de caída y la vas. el reservorio magmático se encuentra en la corteza superior. alcanzando las cenizas a Río de aneiro. El incremento de energía necesario para movilizar el magma de un lugar a otro puede ocurrir por diferentes causas: 1) Diferencia de densidad: Si la densidad del magma es menor respecto de las rocas que lo rodean. Esta relación concuerda con la abundancia relativa de los diferentes tipos de rocas volcánicas en la superficie. Las rocas basálticas. En muchos casos la caída del potencial de presión es la cantidad energía suficiente que requiere el magma para llegar a la superficie. 2) Disminución brusca del gradiente de presión de entr e el cuerpo magmático y los niveles superiores de la litósfera. Para ello se requiere que la litósfe ra posea una permeabilidad adecuada. y de esta manera se aleja en vez de ingresar en el magma. aumentando localmente el g radiente geotérmico. Este último proceso ha sido invocado en varias oportunidades como el mecanismo que desencadenó algunas erupciones de g randes volúmenes de ignimbritas. desar rollando b urbujas e incrementando drásticamente el volumen del sistema. Las consecuencias de esta acción son el adelg azamiento de la litósf era tér mica y la dismin ución de la resistencia a la fracturación. porque cuando se establece un gradiente térmico en los alrededores de un cuer po ígneo. cuyos fundidos son los que poseen menor viscosidad. Las cúpulas de las cámar as magmáticas generalmente contienen mayor cantidad de a gua que el resto del cuer po. este proceso es difícil de concr etarse. las corrientes convectivas de la cámara magmática tienden a restablecer las condiciones previas a la er upción. se extruye. Sin embarg o. Los inter valos a v eces duran cientos de miles de año. debido a los procesos de subducción se ha reciclado varias veces durante la historia geológica. De no ser así se genera en el cuerpo magmático una presión mayor que la litostática. 5) Saturación del magma en los componentes de la fase volátil: Cuando el magma se satura en agua se f orma una fase v apor. favoreciéndose el aumento de la presión en este sector . el agua migra hacia las zonas más frías. La única agua meteórica que podría ser incorporada al magma es la que proporcionan los bloques incorporados por stoping. La for mación de fracturas aumenta la per meabilidad de la litósf era. mayor es la . En muchos casos se ha explicado el origen el agua del magma provendría de la disolución del agua meteórica. requisito indispensable par a el desplazamiento del magma. De esta manera se puede explicar la periódica acti vidad de los episodios eruptivos que for man par te de la historia del v olcán. que facilita la for mación de fr acturas. Cuanto ma yor es el inter valo. son las que se encuentran en mayor proporción. Si lo que contiene la lata es un f luido y la abertura tiene un diámetro pequeño.178 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Propiedades Físicas del Magma). rico en agua. por lo cual la energía que provoca la er upción proviene exclusivamente del cambio de presión. En este sentido se debe mencionar que prácticamente constituyen una gran parte de la corteza oceánica. la cual a su vez. como cuando se abre la puerta de un avión en vuelo o cuando se abre en alta montaña una lata de conservas envasada a presión normal. En numerosos casos este aumento transitorio en la energía del sistema no está acompañado por un aumento en la temperatura. Lo mismo sucede cuando una cámara ma gmática se conecta con la superficie a tra vés de una fractura. siempre y cuando este proceso sea lo suficientemente rápido como para evitar que el agua de la caja mig re hacia las zonas más frías . genera esfuerzos verticales que le permiten ascender. Es el c lásico ejemplo de la liberación br usca de la pr esión. dependiendo del tamaño de la cámara. Si la par te superior del cuerpos magmático. El magma es succionado hacia la superficie hasta equilibrar las presiones . 4) Aumento de la temperatura del reser vorio magmático: La temperatura de los reser vorios magmáticos puede aumentar por el ingreso de un magma con mayor temperatura. 3) Incremento del gradiente de temperatura: Puede ser originado por la acción de una pluma térmica en la base de la litósf era. se produce un spray que la drena hasta que se alcanzan a equilibrar las presiones. que son rígidos. denominadas fr eatomagmáticas. Esto se debe a la lentitud con que opera. cuyo comportamiento es normalmente frágil. contrastando con la corteza superior y el manto. cuy o compor tamiento r eológico a tasas bajas de defor mación. caracterizados por una elev ada proporción de g as y escasa proporción de par tículas. Un ejemplo característico de una alta tasa de defor mación es la propagación de fracturas. al quedar atrapada dentro del magma aumenta en forma instantánea su volumen. Una vez finalizado el episodio que dio origen a las fracturas. por lo cual esta se comportaría como un cuerpo rígido. la cual está estre chamente lig ada al punto anterior . De los 5 pr ocesos mencionados. Si la v elocidad fuera baja. al ingresar en la corteza inferior continuarán con su alta tasa de deformación. desarrollándose una fase explosiva violenta. 9. Las oleadas piroclásticas se pueden originar en er upciones centrales o en cualquier parte de los flujos piroclásticos. se congelaría en el camino. un lag o o formar parte de un g laciar o un campo de niev e. Debido al instantáneo incremento de la energía se for ma una onda explosiva y el material se transfiere lateralmente. Debido a la rapidez con la cual el magma se pone en contacto con el agua. dando lugar a los depósitos de oleadas piroclásticas (surge). Los magmas basálticos debido a su baja viscosidad cumplen perfectamente con los dos primer os requisitos. Desde un punto de vista hidráulico.4. El agua meteórica puede estar contenida en un acuífe ro. Es frecuente que durante el avance de un flujo piroclástico se produzcan en su interior violentas explosiones que dan lugar a oleadas piroclásticas que se se paran del f lujo. Si las fr acturas comienzan a desar rollarse en el manto o en la cor teza superior. La interacción del magma con el agua meteórica es un proceso de naturaleza diferente al descripto en el punto 5). . pero no para desencadenar una erupción. Los r equerimientos básicos par a que el ma gma pueda desplazar se desde los r eservorios profundos hasta la superficie son: 1) baja viscosidad del fundido. un surge es la variación en la velocidad y en la presión de un f luido a intervalos que no necesariamente son periódicos. es el de un cuerpo dúctil. que no está en concor dancia con la rapidez con la cual operan los procesos er uptivos. Los edificios volcánicos resultantes están caracterizados por una elevada proporción de la vas respecto a los ma teriales fragmentarios. A veces. las mismas podrían per manecer durante largo tiempo en la corteza superior y en el manto. pero desaparecerían en la corteza inferior como consecuencia de la def ormación dúctil. Edificios volcánicos relacionados a reservorios magmáticos profundos Los reservorios magmáticos profundos son los que se encuentran en el manto y con menos frecuencia en la base de la corteza. 2) velocidad de desplazamiento ele vada. en estos casos. los cuales no superan el 1-5 % del v olumen total de las er upciones. Uno de los mayores problemas para explicar el ascenso del magma desde el manto es que debe atra vesar la cor teza inf erior. el primero puede in vocarse para explicar el ascenso del magma. que se caracterizan por una violencia poco común.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 179 posibilidad de una erupción de gran volumen. Por lo tanto. 3) presencia de un conducto (o un sistema de conductos) capaz de transportar el magma. que es del or den de varios metros por segundo. la cor teza inferior también se puede compor tar como un cuer po rígido en los casos en que las v elocidades de defor mación son altas. Con estas car acterísticas es aparentemente difícil que se puedan for mar fracturas en la cor teza inferior. el aumento de la energía es tan alto que da lugar a las erupciones de alta explosividad. Sin embar go. no ha y tiempo suficiente para que el n uevo g radiente tér mico permita la migración del agua hacia zonas más frías . denominándose en estos casos volcanes monogénicos (Fig. Los espesores de las coladas sobre superficies planas son de unos pocos metros . del orden de unos pocos g rados. denominados conos apor tillados. por que las la vas tienen baja viscosidad. En otros casos los edificios están constituidos por varios conos conformando un escudo volcánico cuya altura es pequeña si se la compara con la g ran extensión lateral. Colada de basalto y cono a portillado. 5 y 6). Cerca del cerro Bonete. y cementados por la va. del orden de 2 a 6 m. Es un ejemplo de un v olcán monogénico constituido por una única colada. La proporción de material piroclástico es escasa debido al reducido proceso de vesiculación y fragmentación. . ambos nombres provie- Figura 3. De acuerdo con la morf ología y la estr uctura inter na las coladas se dividen en dos grandes grupos: las coladas tipo aa y pahoehoe. aumentando sobre las de presiones topog ráficas. por que la par te que falta ha sido arrastrada por la colada (Fig . 3). Los edificios volcánicos pueden estar constituidos por un único cono piroclástico y una colada. bloques y bombas v olcánicas de diversos tamaños (Láms. 3). Rara vez superan los 300 m de altura y en la mayoría de los casos sólo emiten una única colada. noroeste de San Juan. Un cono v olcánico está constituido por escorias . recorren distancias de más de 50 km. Esto se de be al bajo contenido de a gua disuelta en los magmas basálticos .180 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS La forma del edificio volcánico resulta del apilamiento de sucesivas coladas. Los conos tienen for ma de her radura. Las coladas pueden derramarse sobre superficies cuyas pendientes pueden ser tan pequeñas como de 1 a 2 grados y aún así. cuyo ángulo de reposo es bajo . González Díaz. El canal por donde la lava ha fluido con mayor velocidad tiene tonalidades más oscuras. 4 y 5a). 1966. A v eces las superficies de los bloques que se encuentran en el canal tienen espejos de fricción y g ruesos surcos pro vocados por el r ozamiento entre ellos . 3) avanzan por un canal principal con albardones a ambos lados (Figs. En sus f ases distales pueden abrir se en for ma de abanico si la topo grafía del ter reno es apropiada. bombas y material escoriáceo cementados por la la va. V olcán Santa María. con una periodicidad inf erior a la del tiempo que tardaría cada uno de ellos en cong elarse. Están constituidos en su par te superior por bloques sueltos . Por esta razón la lava se acumula progresivamente en las cercanías del conducto hasta que el apilamiento adquiere un cierto volumen que desencadena Figura 4. 5b y 6. Las lavas tipo aa (Lám. lo cual se debe a que se desplazan con menor velocidad que las lavas aa. Ejemplos de coladas tipo aa se encuentr an en las er upciones basálticas adventicias ubicadas en los f lancos del Volcán Payún Matrú. 3). 4) tienen una morfología diferente a la de las lavas aa.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 181 nen del idioma nativo de la isla de Ha wai (Fig. Volcán basáltico monogénico y colada tipo aa. La efusión de una colada pahoehoe se produce en pulsos sucesi vos. . 1970). Mendoza. provincia de Mendoz a (Llambías. flanco norte del volcán Payún Matrú. Lám. Los albar dones están compuestos por bloques. Las lavas pahoehoe (Figs. Los canales son los lugares por donde la lava ha fluido con mayor velocidad. Rowland y Walker (1990) deter minaron que cuando el caudal es ma yor a 5-10 m 3 s-1 . Las lavas pahoehoe y aa pueden coexistir en una misma colada. donde el movimiento de la lava tiene distintas modalidades debido a diferencias en la velocidad y en el caudal. desplazándose hasta más de 50 km del conducto emisor. se for man las lavas pahoehoe. favoreciendo el desplazamiento por canales . Es común que los túneles queden a vcíos por el a vance de la lav a y también son comunes las depresiones producidas por el colapso del techo de los mismos. el flujo es preferentemente por canales abiertos y si es menor . que evita el enfriamiento del sector centr al (Fig. De esta maner a se posibilita un g ran desarrollo de la colada. Las lavas aa fluyen a través de un canal a bierto. Un caudal elevado promueve altas v elocidades. . También se producen por un cambio en la pendiente del sustr ato o por el sor teo de un obstáculo o irregularidad del terreno. 5b). La colada tiene un diseño lobular porque cuando las paredes laterales se fracturan la lava se escapa formando lóbulos (Fig. congelada. Las lavas pahoehoe fluyen en forma de tubos ramificados por debajo de una corteza congelada previamente. 7). con albardones en sus costados . La característica más importante de las lavas pahoehoe es que la superficie es suave y el techo de la colada posee abovedamientos de 40 a 150 m de largo por 2 a 5 m de altura.182 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS al b d ar n n ca al in pr c ip al b al ar d n lava aa a lava pahohoe tubo de lava prin cipal corteza conge lada b tubos ra m ifica dos Figura 5. Velocidades lentas permiten la for mación de costras cong eladas que restringen el movimiento a lo larg o de tubos. Esquema de flujo de lavas aa (a) y pahoehoe (b) redibujado de R owland y Walker (1990). con fracturas extensionales en su parte superior denominados túmulos (Lám. 6). el desplazamiento lateral y comienza a fluir como colada. El avance se produce en forma de numerosos pulsos que se desplazan al mismo tiempo y fluyen por debajo de una costra rígida. Se producen por la presión de la lava que se encuentra por debajo de la costra solidificada. Cuando las coladas han sido removidas por la erosión afloran enjambres de diques de similar composición.1. Fotografía aérea de una la va pahoehoe de El Escorial. Plateau basálticos Los plateau basálticos son campos basálticos de gran extensión que se encuentran en el interior de los continentes . Chubut. Están compuestos por coladas basálticas . El pla teau basáltico de P araná-Etendeka es uno de los más g randes del F anerozoico. 9. A la der echa de B se ha r emarcado el lóbulo. producido por la rotura del tec ho.al noroeste de Sierra del Medio. y posiblemente son los que alimentaron las coladas. A la izquierda de A se observa un lóbulo secundario con f orma de riñón. con una extensión de 1 x 106 km2 de superficie y un volumen cercano a 1 x 106 km3.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 183 Figura 6. La lava se desplazó mayormente a través de tubos y los más voluminosos de ellos han deformado el techo arrastrándolo y formando crestas de presión. con vexas en el sentido de a vance. Arriba de B se obser va un lóbulo con crestas de presión. Localmente el costado de los lóbulos se fractura dejando escapar la lava y formando lóbulos secundarios. Los edificios volcánicos no son evidentes y el modelo de er upción más probable es el de tipo fisural.4. en el cual se obser van numerosas unidades de flujo coetáneas. Es característico el diseño expandido de estas lav as. A la derecha de C se obser va un pequeños cono de salpicadura (spatter cone). Está constituido por una monótona sucesión de coladas de basaltos toleíticos que rematan en la parte superior con . Ardolino y Franchi.184 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS riolitas. 1993. Recientemente 70 O 66 O Buenos Aires Payenia Som uncura 42 S 42 S Puerto Madrin 46 S 46 S C om odoro Rivadavia M acizo del D eseado R o Gallegos 300 km 70 O 66 O Figura 7. pero su ma yor desarrollo se produjo en el Neóg eno. La característica más destacable es que su edad está comprendida entre 129 y 134 Ma. Los requerimientos energéticos para explicar tan elevada tasa de emisión de lava han sido adjudicados a la presencia de una vigorosa pluma instalada en la base de la litósfera. En la Patagonia las coladas basálticas cubr e una amplia extensión En conjunto constituyen un plateau basáltico . Labudía et al. lo cual significa que en apenas 5 Ma se desarrolló la casi totalidad del plateau.. 1973. El campo basáltico del sureste de Mendoza fue relacionado a los de P atagonia por Polanski (1954) quien lo había descripto como una “P atagonia 2 mendocina” por su similitud con los de la Patagonia. Las er upciones basálticas comenzaron en el Paleógeno. 7). Gorring et al. Mahlburg Kay et al.. En su mayoría son basaltos olivínicos y en conjunto constituyen diversos plateaus. 1989. 1993. Abarcan una área de 20000 km .000). . cuyos af loramientos no son contin uos (Fig. Mahlburg Kay y Gorring. La característica más sobresaliente es la de contener nódulos ultramáficos. que han sido interpretados como provenientes del manto (Corbella. 1999). Basado en el mapa geológico de Argentina (Escala 1:2.500. Mapa de las efusiones basálticas cenozoicas de la Patagonia. y que estaría relacionada con la aper tura del Océano Atlántico. Los campos basálticos que componen el pla teau basáltico de la P atagonia se extienden desde el sur de Mendo za y nordeste del Neuquén hasta Río Galleg os. Las coladas están compuestos mayormente por basaltos oli vínicos alcalinos y en par te por basaltos nef elínicos. que a su vez constituyen pequeños plateaus. Las ultimas coladas son cuaternarias y aun conser van intacta su morfología.. 1984. 1997. Los anillos de toba que la rodean están for mados por delgadas láminas de rocas piroclásticas de g rano fino a mediano . en un ambiente de retroarco con limitada extensión. hasta algo más de 100 m en la par te central. Las diatremas se encuentran en la superficie del volcán y son estr ucturas parcialmente v acías. que es la fase de alta presión del carbono . lo cual está indicando un proceso fuertemente abrasivo durante el ascenso. y en muy pequeña proporción. Las diatremas se encuentras asociadas a di versos tipos de volcanes y son indicadoras de violentas y breves explosiones en las cercanías de la superficie.4. está relacionado con una litósfera mucho más gruesa que en otras regiones. El cratón de Kaapvaal tiene una edad de 3. Las edades de las kimberlitas de Siberia se encuentran comprendidas entre el Or dovícico al J urásico. África del Sur y en Yakutia. En la Patagonia extraandina las coladas basálticas se encuentran dispersas en casi toda la región.. y a su r elación con la subducción Ceno zoica.5 Ga. y tienen for ma de emb udo invertido. las alteraciones y el estudio de los enclaves y xenolitos se puede establecer que el magma kimberlítico se for mó en el manto y es m uy rico en volátiles. ricas en serpentina. abarca 2 una extensión de aproximadamente 25000 km .PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 185 Bertoto (2000) describió xenolitos ultramáficos en las lavas basálticas de los volcanes del oeste de La Pampa. 1996). en particular CO 2 y H 2O. Un anillo de toba rodea las diatremas. La mayor concentración de kimberlitas se encuentra en el cratón de Kaapvaal. El campo de basaltos del Macizo del Deseado también cubre una extensión similar. e indi viduos menor es de ensta tita. incluyendo desde la cor teza profunda hasta la superficial. f logopita secundaria y otros miner ales de alteración. g ranate (piropo-almandino) y flogopita. y su característica más importante es la de tener una raíz rígida que puede llegar hasta 380 km de profundidad (Vinnik et al. menores a 1 km 2 de superficie . que se supone provienen del manto. concentrándose en los Macizos de Somuncura y del Deseado . Escasos diques y filones capa están asociados al conducto y no se hallan . cuyo estudio permite conocer la composición del manto . El campo de basaltos de la meseta de Som uncura. diópsido rico en cr omo. Kimberlitas Entre las er upciones volcánicas pro venientes de reser vorios profundos se encuentran las kimberlitas. ya sea originados a par tir del magma o de agua meteórica. con f orma de emb udo invertido. cuyos clastos provienen de la roca de caja y del mismo ma gma. Las kimberlitas de África del Sur tienen edades mucho más jóvenes que el cratón y están comprendidas entre el Precámbrico y el Cretácico. Las kimberlitas son rocas ultramáficas muy ricas en potasio. Contienen abundantes xenolitos provenientes de distintos niveles del manto y de la corteza. Estos basaltos han sido estudiados en detalle debido a la presencia de xenolitos ultramáficos. Las diatr emas son pequeñas . cuyos edificios v olcánicos son simples y están constituidos por dia tremas y un pequeño anillo de toba (ring tuff) a su alrededor. en la periferia del mismo. No se han hallado kimberlitas en los ambientes oceánicos ni tampoco en las f ajas orogénicas. extendiéndose hasta la Cordillera de los Andes. 9. corroborando la correlación de estos basaltos con los de la Patagonia. contienen diamante. Como accesorio . que están constituidas por grandes cristales de oli vina. De acuerdo con la composición mineralógica. carbonatos. Son rocas comúnmente alteradas. con espesores de unos pocos metros. Siberia. Están rellenas por brechas con clastos de kimberlita y de la roca de caja. También contienen inc lusiones de diversas rocas de la cor teza.2. Se forman por violentas explosiones debido a la gran cantidad de gases que intervienen. Las más comunes son de eclogitas y peridotitas con granate. rellenas con brec has. representados por su resistencia a defor marse. son anhidros. Río Ne gro. al propagarse.000 m. debido a que los miner ales más abundantes. La violenta descompr esión del r eservorio ma gmático pr oduce inmedia tamente la sobresaturación en agua. Están relacionados a magmas viscosos . cuyo escurrimiento a través de fracturas es mucho más difícil respecto a los magmas máficos. el magma residual se enriquece en v olátiles. se concentran en la cúpula del mismo. Es frecuente que estos reser vorios magmáticos desar rollen una presión interna mayor que la litostática. La piedra pómez. principalmente de agua. Los edificios volcánicos que se pr oducen por el drenado de reser vorios magmáticos superficiales tienen características que los distinguen de los edificios formados a partir de reservorios profundos. En el interior de la diatrema se pueden encontrar depósitos lacustres más jóvenes. Las fases magmáticas residuales pueden saturarse y. En m uchos casos los reser vorios magmáticos suelen estar m uy cerca de la superficie. tan común en los v olcanes con composiciones inter medias a ácidas . cuya magnitud depende de la profundidad del reservorio y de su presión inter na. Durante el crecimiento deben desalojar el material fundido que las contienen. Los procesos más impor tantes están relacionados con la br usca liberación de la presión confinante. cuarzo y feldespatos. a diferencia de las erupciones originadas en r eservorios profundos . El exceso de presión ejercido por la concentración final de agua en el magma puede superar la pr esión litostática hasta en 200 MP a.186 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS lavas ni otros depósitos piroclásticos. Entre los n umerosos ejemplos cabe citar el del área de La Esper anza. intruyen las unidades extrusivas basales consanguíneas. Por esta causa los pr ocesos de vesiculación y fragmentación juegan un rol importante durante la erupción. por que a medida que progresa la cristalización. Cuando la erosión ha descubierto las raíces del edificio v olcánico se obser va que los cuer pos intrusivos. correspondientes al edificio volcánico. donde el plutón granítico Calvo. Cuando los ta biques que se paran las b urbujas tienen un comportamiento dúctil. de sección sub-circular. con composiciones inter medias a silícicas . Edificios volcánicos relacionados a reservorios magmáticos superficiales Los reservorios magmáticos superficiales son los que se encuentran en la par te superior de la cor teza. formándose una fase vapor independiente. en las cuales estos procesos son m uy poco frecuentes. que tiene alto volumen específico. Se establece así una relación entre los esfuerzos internos de la burbuja y los esfuerzos del líquido. la fase magmática residual se enriquece g radualmente en v olátiles. intruye a las ignimbritas precursoras al emplazamiento del mismo (Llambías y Rapela. que se separa del fundido y forma burbujas (Fig. a veces a una profundidad de solamente 1. se produce una descompresión casi instantánea. promoviendo la for mación de fracturas que. 1984). Esto sucede aún en magmas pobr es en agua. con texturas típicamente plutónicas. Si la presión inter na de las burbujas no es suficiente para fracturar los tabiques de magma que las separan. el líquido se escur re fácilmente sin modificar ma yormente el sistema. 9. debido a las cor rientes convectivas del r eservorio magmático. 8). es un ejemplo de una espuma congelada. Esto se debe a que la energía necesaria para desencadenar la er upción se origina en procesos diferentes. P ero . Vesiculación y fragmentación: Al conectarse el reservorio magmático con la superficie. que favorece la separación de la fase v olátil. El desar rollo de las burbujas comienza con la n ucleación y contin ua con el cr ecimiento. debido a que durante la cristalización. el material se denomina espuma. logran alcanzar la superficie. de menor viscosidad.5. El coeficiente de relajación es τ Pi futu ro s vitroclasto s Tabiq ue de m agm a burbu jas coale sce nte s Figura 8. en contraposición con muchos otros procesos geológicos. Cuando esta presión excede la resistencia del tabique explota.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 187 si los tabiques tienen un comportamiento frágil. gas y partículas sólidas que existían en el magma. al superar la presión interna de la burbuja la resistencia del tabique. que expresa el tiempo que tarda en comenzar a defor marse el material. Cuanto mayor es la resistencia del tabique mayor es el carácter explosivo de la fracturación. Este proceso se denomina fragmentación y da lugar a una suspensión. siempre y cuando la presión interna de las burbujas sea superior a la r esistencia del fundido. como ser cristales e inclusiones líticas . El ascenso . = η/M y su dimensión es tiempo . 1998). se produce la fracturación del mismo. Por esta razón las er upciones freatomagmáticas se encuentran entre las más explosivas. evidencia una relación energía/tiempo muy alta. Este proceso. La elevada concentración de energía per mite a la columna alcanzar los ni veles más altos de la atmósf era. aunque con intermitencias. el tabique se comporta como un material frágil. Los fragmentos de tabiques rotos se denominan vitroclastos. que son muy lentos. La presión interna (Pi) de las burbujas está dibujada con flechas en una de ellas. El coeficiente de relajación disminuye con el aumento de la temperatura: cuanto más alta es la temperatura. Burbujas de la fase vapor separadas por tabiques de magma.800°C) es del orden de 1 segundo o aún mayor (Dingwell. formando por encima del conducto la columna eruptiva o pluma eruptiva (Fig. A temperaturas del orden de 1000°C el tiempo de relajación es -4 de alrededor de 1 x 10 s. lo cual implica la disminución de la temperatura del magma. La energía generada por el proceso de vesiculación y fragmentación es en muchos casos tan alta que el material se extruye con velocidades que llegan a ser supersónicas. mientras que a temperaturas cercanas al solidus (700 . debido a la abundancia de agua y al rápido calentamiento de la misma. Si la v elocidad a la cual cr ece la b urbuja supera el tiempo de relajación. El comportamiento dúctil o frágil de los tabiques durante el crecimiento de las burbujas depende del coeficiente de relajación (véase el capítulo Reología). donde η = viscosidad y M = módulo elástico . 9). Esto significa que cuanto menor sea la temperatura del magma mayor será la explosividad de la erupción. que solamente dura unos pocas horas o unos pocos días. más pequeño es el coeficiente de relajación. que consiste en partículas de vidrio. Al disminuir la violencia de la fragmentación. p. etc. que al atrapar el aire y calentarlo. Los flujos de densidad originados por la fragmentación del magma se denominan flujos de densidad piroclásticos y fueron referidos como nubes ardientes por Lacroix al describir la erupción de 1902 del Mount Pelée. Redibujado de Sparks et al. con velocidades iniciales de hasta 200 m s -1. 9b).que no tuvieron tiempo de esca par por la rapidez del proceso . En consecuencia los flujos están internamente estratificados. 9a).23). Los flujos de densidad son flujos horizontales con estratificación interna. como por ejemplo como consecuencia de violentas tormentas. La masa g aseosa cargada con las partículas sólidas desciende por las laderas del volcán en forma vertiginosa. la parte inferior de la columna eruptiva. en b la columna eruptiva no se puede sostener y colapsa. avalanchas. Las corrientes de densidad ocurren en diferentes ambientes . la cual se forma por diferencias de densidad debido a la variación en la proporción de gases (Simpson. destruyó completamente la ciudad de San Pierre de Miquelon. en la Isla de Martinica.con excepción de un preso condenado a m uerte . deslizamientos subácuos.(1997. matando a todos su habitantes . Fue a b Figura 9. erupciones volcánicas. porque se mantiene en la a tmósfera sin precipitarse a tier ra. En este caso la columna eruptiva es sostenida (Fig . ascendiendo por r gavedad. . Dos modelos de columnas eruptivas: en a es una columna eruptiva sostenida. = corrientes de densidad). que es la porción más densa de la misma. 1997). disminuye la densidad de la misma. que duró unas pocas horas. Esta erupción.188 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS de la columna eruptiva se facilita por el movimientos turbulento de la misma. con las partes más densas en la base del mismo . pierde sustentación y colapsa (Fig . En forma genérica se trata de un flujo de densidad (= corriente de gravedad. PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 189 un flujo piroclástico muy diluido. La abundancia de rocas piroclásticas en los edificios volcánicos es un indicio que la mayor parte de la energía consumida durante la erupción proviene de la vesiculación y fragmentación del magma.10). Estados Unidos . en la medida que el flujo turbulento lo permite. formándose un flujo de densidad piroclástico. m as denso que el resto ole adas piro clÆ stica s Figura 10. 182-183). En los flujos piroclásticos la proporción de partículas respecto a la de gas es ampliamente variable. con un flujo en la base más denso que el resto . En la par te frontal del flujo piroclástico se pueden producir violentas explosiones dando origen a oleadas piroclásticas. Además. La viscosidad de los flujos piroclásticos es muy baja debido a la elevada presión interna de la fase gaseosa. 1997. p. En su par te superior también se expanden lateralmente for mando un sombrero. además. además de tener ma yor tamaño. al cual también se lo puede denominar como oleada piroclástica o surge. Freundt (1998. y que. sobre el f lujo pir oclástico también se pueden for mar v arias columnas eruptivas. los vitroclastos se aglomeran y tienden a concentrarse en la parte basal del flujo. . 1999) opina que los flujos piroclásticos de alta temperatura tienen baja concentración de partículas y alta proporción de g as.. causada por colum na erup tiva colum na o plu m a coign im br tca flujo de densidad ca da de tefra brechas proxim ales flujo piro clÆ stico . A esta sección inferior también se la describe como un flujo piroclástico y a las rocas resultantes como ignimbritas . son turbulentos. Adaptado de Dr uitt (1998. groseramente estratificado. Los bloques más gruesos quedan en las cercanías del conducto formando brechas proximales (lag breccias). 10). con muy alta pr oporción de g as. La erupción de julio de 1980 del Monte Santa Helena. produjo hasta cuatro columnas coignimbríticas sobre el flujo piroclástico (Sparks et al. En el frente de avance del flujo de densidad se pueden producir violentas explosiones que originan oleadas piroclásticas. La parte inferior del flujo de densidad piroclástico es más densa que el resto porque contiene ma yor pr oporción de par tículas. es decir son f lujos diluidos. que evita la fricción y la ag lomeración de las partículas. 172). Columna eruptiva pliniana con colapso de su par te inferior. La parte superior del flujo de densidad puede lle gar a ser convectivo ascendente. Ambos procesos están estrec hamente relacionados con la descompresión del reser vorio. desplazándose por los valles fluviales o cualquier otra depresión (Fig. desde el cual se pr oduce la caída de tefras (Fig. que se denominan plumas coignimbríticas o simplemente coignimbritas. En los flujos piroclásticos que tienen temperaturas superiores a la de la transición del vidrio . p. formando columnas coignimbríticas o coignimbritas. 2) la v elocidad de extr usión. Los estilos er uptivo más frecuente son el pliniano y el vulcaniano. de la columna eruptiva. Los flujos piroclásticos se producen por el colapso de la parte inferior. y los de pósitos piroclásticos de caída. Así p.1. La magnitud de la v elocidad del f lujo piroclástico depende de: 1) la altura del colapso de la columna eruptiva. pero no se incluye la composición. También tienen alto ángulo de r eposo las lavas con alta viscosidad. el peso de las rocas suprayacentes ejerce una presión de 100 MP a.5 km de profundidad. que puede lleg ar a más de 400 km/h. independiente del g rado de soldamiento y . se pueden reconocer ignimbritas andesíticas.. Un ejemplo cotidiano de este proceso es la expulsión de líquido en un sifón de soda. Sin embargo. movilizando el magma hacia la superficie. Por este moti vo las ignimbritas basálticas son m uy raras y se las conoce como una excepción en las Islas Canarias (Freundt y Schmincke (1995) . En la actualidad el tér mino ignimbrita comprende a todas las rocas formadas por f lujos piroclásticos. en consecuencia. 9. que forman las coladas. debido a su incapacidad de f ormar columnas er uptivas. compuestos en su ma yoría por r ocas mesosilícicas. Flujos piroclásticos: Ignimbritas: Las ignimbritas son las rocas producidas por los flujos piroclásticos. Las composiciones de las ignimbritas v arían desde inter medias hasta ácidas.5. ignimbrita dacítica. es necesario especificar la composición. ej. 10).1. ej. Flujos de densidad calientes Los flujos de densidad calientes se for man por la fragmentación explosiva del magma y por el colapso de la columna er uptiva o de domos en crecimiento . 3) la propor ción sólido/gas y 4) las pendientes topog ráficas. Al unirse el reservorio con la superficie a tr avés de una fractura se produce una caída de presión de 100 MPa. los f lujos de lava.190 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS la formación de fracturas que lo conectan con la superficie . La temperatura del f lujo proviene del magma y de los gases calientes que contiene. a veces con velocidades de pocos metros por día. p. incluyendo el amplio rango de variaciones causadas por los distintos g rados de colapso de la columna er uptiva. en estos casos solamente se hace r eferencia a la textura o al tipo de proceso que las for mó. etc . El nombr e de ignimbrita fue acuñado por Mar shall (1935) y desde esa época ha tenido varios significados. que for man los lahares. de la temperatura. Esto se debe a las inn umerables variables que inter vienen durante la er upción. Características de los pr oductos volcánicos más frecuentes Los procesos volcánicos más comunes y sus productos son: flujos de densidad calientes que originan los flujos piroclásticos y las oleadas piroclásticas. durante su a vance puede vencer obstáculos y sobrepasar elev aciones. Con frecuencia la temperatura de los flujos es menor que la del solidus correspondiente al magma. Por esta razón. Por ejemplo.5. Los magmas basálticos raramente for man ignimbritas. desplazándose a alta velocidad por la superficie (Fig. si la cúpula del r eservorio magmático se encuentra a 2. 9. El ángulo de reposo de los materiales sueltos depositados en el entorno del conducto puede llegar hasta casi 40°. También se producen por el cola pso o la desinteg ración de un domo en crecimiento . riolita ignimbrítica. . transformándose la energía potencial en cinética. Estas características son propias de los estratovolcanes (Lám 8). por lo cual se desplazan lentamente. Debido a la v elocidad del flujo piroclástico.1. habiendo sido empleado en numerosas ocasiones como sinónimo de toba soldada ( welded tuf f). etc. más densa. Los procesos er uptivos r elacionados con las cámaras magmáticas superficiales tienen una diversidad extraordinaria y por lo tanto existe una gran variedad de rocas y de estructuras. congelándose en las laderas del volcán. los flujos de densidad fríos . ignimbritas riolíticas. Con frecuencia estas rocas son denominadas simplemente como ignimbritas. 11). en el Macizo del Deseado .1 km 3. 1983). La erupción del volcán Taupo. Representan las últimas porciones del magma y están constituidos por vidrio . 1980. arrojó 10 km3 de densas ignimbritas. Las ignimbritas con ele vada relación de aspecto . Un ejemplo de este tipo son las ignimbritas tar días de la F ormación Chon Aike. Los cristaloclastos constituyen los fragmentos de los fenocristales que se formaron en la cámara magmática. Los vitroclastos resultan de la fragmentación del magma y corresponden a los tabiques que separan las burbujas. provenientes del colapso de las coignimbritas. al vaciarse parcialmente la cámara magmática. con e videncias de ha ber f luido como una la va. Los trozos de pómez están constituidos por vidrio. de bloques y de cristaloclastos . Cuando están deformados y compactados se denominan “fiammes” (Fig. 1999). Nueva Zelandia. están escasamente soldadas y se encuentran en niveles topográficos con distintas alturas. Estas características permiten diferenciarlas de las ignimbritas for madas por el colapso de la columna eruptiva. y son pobres en pómez. porque en su for mación intervienen numerosas variables y porque se depositan caóticamente debido a la violencia y rapidez del proceso eruptivo. con un contenido de inclusiones líticas de 2. alcanzando hasta 40 km de distancia del borde de la caldera. trozos de rocas (componentes líticos). Esta relación implica la capacidad de distribución de cada f lujo piroclástico. el flujo puede incorporar litoclastos con distintas composiciones. etc. tienen menor densidad y sus respectivos flujos pudieron sor tear obstáculos topo gráficos.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 191 Los flujos piroclásticos están compuestos por vitroclastos. (Echeveste et al. lo cual significa que no hubo un estricto control topográfico durante su desplazamiento. son las que se concentran en v alles. Los trozos de rocas o litoclastos provienen de las paredes del lugar donde se produce la fragmentación. fluyen con forma de lóbulos. En m uchos casos adquieren el aspecto de a valancha de bloques . cristaloclastos (que son los restos de los fenocristales). Es frecuente la estre cha relación de las ignimbritas con los de pósitos de oleadas pir oclásticas. aumentando a 1 x 10 11 kg s-1 durante la erupción de la . son poco densas . Los f lujos de ma yor v olumen alcanzan hasta 700 km 3. desde < 1 km3 hasta varias decenas y centenas de km 3. Las ignimbritas con una relación de aspecto baja. Los f lujos piroclásticos son unidades v olcánicas complejas. Walker. En general se encuentran rotos o fracturados. En el v olcán P ayún Ma trú las ignimbritas de alta relación de aspecto se encuentran en los flancos del volcán. los de caída de tefra y los f lujos piroclásticos secundarios . pero en algunos casos. representan pequeñas parcelas de magma altamente vesiculado. En g eneral el v olumen de estos f lujos es pequeño . pierde sustentación y se desploma a través de las fracturas anulares. son ricas en vidrio y los vitroclastos y fiammes tienen ele vada def ormación. con anterioridad a la erupción. La er upción de la ignimbrita fue precedida de una fase pliniana cuy o caudal de descarga fue de 1 x 10 9 kg s -1. en el año 186 de nuestra era. La distribución de los pómez y líticos y la densidad de las rocas también es variable tanto en sentido lateral como vertical. Las er upciones con volumenes considerable están asociadas con frecuencia a la for mación de una caldera debido a que la parte superior del volcán. Las ignimbritas for madas por el colapso de un domo tienen ab undante proporción de material fino. En el Payún Matrú tienen una amplia distribución areal que circunda al volcán. burbujas y cristales. pero que no alcanzaron a fragmentarse.. provincia de Santa Cr uz. Las ignimbritas de baja r elación de aspecto. que por su carácter explosivo la rompen en pequeños fragmentos. tienen alta densidad y en m uchos casos alta temperatura. pero siempre provenientes del edificio volcánico. piedra pómez y gas.. que es la relación entre el promedio del espesor y el diámetro de un círculo equivalente a la superficie del depósito (Walker et al. En la descripción de las ignimbritas es importante referirse a la relación de aspecto ( aspect ratio). En este caso la composición de los litoclastos es similar a la del hospedante. El volumen de los flujos piroclásticos es muy variado. relacionada con la f ormación de la caldera de Long Valley. con un contenido de líticos comprendido 3 entre 7 y 20 km (Hildreth y Mahood. La erupción de la toba Bishop . Las ignimbritas en general están acompañada por otros productos volcánicos que se originan durante el episodio eruptivo. que pueden originar flujos piroclásticos secundarios y depósitos por caída de tefras . lavas dómicas y/o domos. que alcanzó un volumen de 700 km . que por su alta viscosidad tienden a congelarse en los alrededores del conducto. producen depósitos secundarios. que si se mantiene activa puede volver a aumentar su presión interna y comenzar con un nuevo ciclo . dando lugar a la formación de lavas. consta de una depósito formado por una erupción pliniana de 50 km 3 y de una 3 extensa ignimbrita. La estratigrafía de este sector ha sido descripta por Aragón y Mazzoni (1997). Al final del periodo explosivo. Esta g ran variedad se debe a la violencia de los mecanismos eruptivos y a los rápidos cambios que se producen durante su desarrollo. 1985). formando complicadas secuencias difíciles de interpr etar. Ignimbrita con fuerte soldamiento. la erupción puede continuar con magma no fragmentado. quebrada del León. Barda Color ada. la porción menos densa del flujo de densidad y la con vectividad ascendente de las columnas coignimbríticas (Fig . Es frecuente que la er upción de una ignimbrita sea pr ecedida por depósitos de caída originados en una fase pliniana precursora. y agotada la capacidad de vesiculación y fragmentación. provincia de Chubut. y/o por depósitos formados por oleadas piroclásticas sobre los cuales puede fluir la ignimbrita.10). de pequeño volumen. Con frecuencia estos de pósitos se interdigitan con la ignimbrita principal. Asimismo. Ignimbrita “Piel de Tig re”. En numerosas ocasiones la formación de domos sella la cámar a magmática.192 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Figura 11. Las fiammes son discoidales y han cristalizado durante la compactación y liberación de gases del flujo. 1986). ignimbrita (Wilson. Los vitroclastos a temperaturas por encima de la transición del vidrio se pegan entre sí. En el plateau riolítico de La P ampa. como los de la pro vincia de La Pampa y de los Macizos Nor patagónico y Deseado. y también tienen menor viscosidad. con bajo ángulo de reposo de los materiales acum ulados. Las ignimbritas for madas a una temperatura superior a la de transición se las reconoce como ignimbritas de alto grado (Lám.. A bajas temperaturas el vidrio se compor ta como un cuerpo rígido . estos f lujos piroclásticos son con frecuencia de alto grado (véase los próximos párrafos). Debido a estas características el relie ve de los edificios v olcánicos constituidos por magmas peralcalinos es suav e. mientras que los segundos tienden a constr uir escudos v olcánicos.600°C. 1996. las propiedades descriptas explican las dife rencias entre los edificios v olcánicos construidos por los magmas metaluminosos y por los peralcalinos . y en consecuencia la explosividad de los procesos eruptivos es menor. 10) o ignimbritas de alta temperatura. 1983). La temperatura de transición del vidrio también es afectada por la composición de los fundidos. Estas ignimbritas son com unes en ambientes de intr aplaca y en asociaciones post-orogénicas tardías. como consecuencia de la menor temper aturas de tr ansición del vidrio . Las temperaturas de los flujos piroclásticos son extremadamente variables. 12). y cuyo efecto es disminuir la porosidad. Quenardelle y Llambías (1997) las describier on como reoignimbritas. la pérdida de g as es mucho más fácil que en los fundido metaluminosos. e inclusi ve podrían llegar a producirse derrames de tipo fisural. mientras que por encima la disipación es efectiva (porque fluye). conser vándose las for mas lobulares del f lujo piroclástico. cuyas densidades se acercan a la de las riolitas lávicas . 13). donde fueron descriptas como “ pórfidos cuar cíferos”. aglomerándose y fluyendo. Por debajo de esta temperatura el vidrio no disipa los esfuerzos (los almacena). En síntesis. de bemos r ecordar. 1998a). Debido a la elev ada fluidez de los fundidos peralcalinos . . debido a su capacidad de f luir (Walker.. debido a su alto g rado de soldamiento y por las texturas marcadamente fluidales. tienen alrededor de 2600 kg m -3.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 193 piroclástico. Los fundidos metaluminosos y peraluminosos tiene similares temperaturas de transición. y fuer on descriptas con anterioridad como reoignimbritas . mientras que los fundidos peralcalinos tienen una temperatura menor en aproximadamente 100°C. La temperatura de transición disminuye rápidamente con pequeñas cantidades de agua. con atributos reomórficos (Fig. dismin uyendo a medida que aumenta la temperatura. En el Macizo del Deseado las ignimbritas tardías de la Formación Chon Aike también fueron descriptas como de alto g rado por Echeveste et al. La temperatura a la cual el vidrio comienza a fluir se denomina temperatura de transición del vidrio (Dingwell. Los primeros f orman estratovolcanes. La estrecha dependencia entre el grado de soldamiento y la temperatura se debe a las propiedades r eológicas del vidrio que . desde frías (100300°C) hasta cercanas a la temperatura del solidus (700-900°C). 1998). estabilizándose alrededor de 700 . Son fr ecuentes en los plateau riolíticos per mo-triásicos y jurásicos de Argentina. sometidas a br uscos descensos de temperatura y a los procesos de v esiculación y fragmentación. Las ignimbritas con elevado soldamiento. para un mismo contenido de agua (Dingwell et al. También. La temperatura de transición del vidrio varía con la composición del magma y disminuye con el contenido de agua disuelta (Dingwell et al. es un líquido sobr eenfríado. Cuanto menor es la temper atura menor es la densidad de las rocas . La importancia de la temperatura de transición se refleja en el comportamiento reológico de las rocas volcánicas. lleg ando a valores tan bajos como 2000 kg m -3. La temperatura del flujo piroclástico se puede apreciar en forma cualitativa de acuerdo con la densidad de las rocas . Fig. que depende del grado de soldamiento. con un coeficiente de r elajación alto. (1999). 5) El espesor del flujo puede llegar hasta alrededor de 100 m y en general recorren una distancia de hasta 40 km. Han perdido totalmente su porosidad y están constituidas por vidrio compactado . como en el Macizo del Deseado . 3) A nivel megascópico muestran flujo laminar. 2) Las fiammes son laminares a discoidales . (1996). evidenciado por planos de exfoliación similares a los de las la vas y los domos sub volcánicos.38 Pa s. del orden de unos pocos milímetros . el cual con frecuencia debido a la acti vidad de los g ases está devitrificado. 4) Un perfil vertical del flujo piroclástico muestra que la densidad de las rocas es bastante homogéneo (Fig. Variación de la temper atura de transición de un vidrio de composición r ganítica con la cantidad de agua disuelta. pero no siempre presente. muchos más que si se tra tara de ignimbritas de bajo grado. según Dingwell et al. masivo. se requerirían numerosos centros volcánicos. El volumen es pequeño. Es probable que el volcanismo en este . similar a las obsidianas . L o variación en un orden de magnitud de la tasa de enfriamiento puede variar la temperatura de transición en 15-30°C. 14b). Una característica descollante.194 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS 1100 Tem peratu ra (K ) 900 700 500 contenid o d e H 2O (% en peso) 1 2 3 4 5 6 7 8 9 Figura 12. el agrupamiento de los vitroclastos en bandas de espesor milimétrico .13). del orden de 5 a 40 km 3. El espaciado de esta f oliación puede llegar a ser muy fino. Las características más importantes de las ignimbritas de alto grado y que permite distinguirlas de las de bajo grado son las siguientes: 1) Los vitroclastos están intensamente defor mados (Fig. y desar rollos sigmoides en biotitas . son indicador es flujo. con te xturas perlíticas. que puede llegar a tener hasta un par de metros de espesor . en la base del f lujo. bastante menor que algunos f lujos pir oclásticos de bajo g rado. las calderas a las que pudieran estar conectadas serían de pequeñas dimensiones. Este diagrama es aplicable si el enfriamiento se produce a una tasa equivalente a la del tiempo e d relajación para un flujo definido por una viscosidad de 12 12. a v eces pleg adas. para cubrir una área tan extensa con ignimbritas de alto grado. La relación de aspecto es alta. El vidrio está compuesto por una masa de vitroclastos intensamente def ormados y compactados (Fig . Algunas texturas como el desarrollo de colas respecto a las partículas sólidas. De acuerdo con el pequeño v olumen de las ignimbritas de alto g rado. En los casos de g randes plateaus riolíticos. 13). comparativamente mucho menor respecto a las ignimbritas de bajo g rado. es la presencia de un ni vel vítreo compacto. a) en el centro un fenocristal f() de cuarzo con evidencias de haber rotado por el flujo. cuyo tamaño es variable. Los vitroclastos lo envuelven. y como se mencionó en el punto anterior no se puede . Macizo del Deseado. probablemente. b) Otro aspecto de los vitr oclastos deformados. Los fenocristales (f) son rodeados por los vitroclastos formando colas de presión. que tienen tonalidades claras. Las pendientes de los edificios volcánicos son de pocos grados. como es el caso de las ignimbritas de bajo g rado. o fracturas an ulares. con algunos conductos a lo largo de las fisuras más activos que otros. sector sea de tipo fisural. Los vitroclastos. Grupo Bahía Laura. su forma tiene algunas características similares a las de los escudos basálticos . Cortesía de H. mucho menor que en los estr atovolcanes y. Echeveste. 6) Las ignimbritas de alto grado están pobremente relacionadas a depósitos piroclásticos de caída y a brechas en general. No se observa una clara relación con calderas .PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 195 Figura 13. constituyendo pequeños centros volcánicos. están deformados con evidencias de flujos. Microfotografías de la ignimbrita de alto g rado Las Lajas. Santa Cruz. Rodean a los cristaloclastos y a los litoclastos mostrando mayor deformación a lo largo de los contactos. es decir se f ormaron una vez que el flujo se ha detenido. pero debido al escaso despegue de los edificios v olcánicos del suelo. El enfriamiento y desgasificación de estas ignimbritas es lento . Son típicas de los Andes y en g eneral de todo el margen continental activo americano. pero no muestran signos de haber f luido. La extensión lateral puede ser mucho mayor que las ignimbritas de alto grado. En b el grado de soldamiento es casi uniforme tanto en sentido vertical como lateral. del orden de varios años. Esto no significa que no existan calderas. Las ignimbritas de bajo g rado son las que se for man por debajo de la temperatura de transición del vidrio. Están estrechamente relacionadas con estratovolcanes y con sus calderas . Es característico un banco de vidrio en la base. las calderas pudieron haber sido ane gadas por las erupciones posteriores. composiciones que son características de las series calco-alcalinas. Debido a esta amplia distrib ución sus características son muy populares y han sido pr ofusamente descriptas. Las líneas de guiones horizontales corresponden a groseros planos de estratificación. Las composiciones de las ignimbritas de bajo g rado v arían desde andesitas hasta riolitas . En a el ma yor de soldamiento se encuentran en el interior de la ignimbrita y disminuye hacia la parte distal. La ma yor parte de las textur as obser vadas son posde posicionales. Las densidades de las rocas son menores que las de las P roxim al bajo grado de soldam iento P roxim al alto grad o de solda m ien to D istal D istal a alto grad o de solda m ien to b banco d e vidrio masivo Figura 14. Las características más importantes de las ignimbritas de bajo grado se pueden resumir en los siguientes puntos: 1) Los vitroclastos se encuentr an orientados. Las ignimbritas del monte K atmai.196 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS descartar un mecanismo de erupción fisural. que está constituido por vitroclastos intensamente deformados y compactados. En consecuencia no m uestran texturas que indiquen f lujo. Perfiles verticales y later ales esquemáticos de ignimbritas de bajo g rado y de alto g rado. alejándose una ma yor distancia del centro emisor. Alaska. ignimbritas de alta temperatura. cuya . 7) Las composiciones predominantes son peralcalinas y may ormente se encuentra en un ambiente de intraplaca. por su g ran parecido con ellas. Estas texturas se denominaneutaxíticas y se cree que se producen con posterioridad al emplazamiento y durante los procesos de compactación y pérdida de volátiles. aunque los vitroclastos están deformados y poseen orientación debido a los procesos de compactación posteriores a la deposición. 8) En diversas ocasiones las ignimbritas de alto g rado fueron confundidas con coladas lávicas . aunque las propiedades de las rocas no varían mayormente. En el perfil v ertical de una unidad de f lujo se observa que la densidad de las rocas v aría de la base al tec ho. 1992). de aproximadamente 4600 km . 1998). en la provincia de 2 Mendoza. que quedaron conservados en la parte superior del flujo. tardaron varios años en enfriarse y las fumarolas también estuvieron activas durante estos años. El ejemplo más notorio de este último tipo de rocas es la ignimbrita relacionada con la formación de la caldera del Diamante. las porciones distales del f lujo tienen menor soldamiento que las pro ximales. independiente de la topografía. que por su alta turbulencia e inesta bilidad pueden localmente atra par bolsones de aire y/o agua. 1944) tiene un perfil similar al descripto . de alrededor de 2000 m sobre la superficie. que en realidad no es otra cosa que un surg e (Druitt. o directamente ingresa en el agua de mar . 14a). Exhiben diversos grados de soldamiento.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 197 erupción tuvo lugar en 1912. 6) Están estrechamente asociadas a depósitos de caída. Se trata de un flujo piroclástico de grandes dimensiones. En la mayor parte del flujo los pómez conservan una elevada porosidad. aunque no tan raras. siendo máxima en el ter cio superior (Fig. ya sea cuando atraviesa un acuífero o ingresa en un lago localizado en el cráter o caldera. 2) Las fiammes son achatadas. En muchas de estas ignimbritas se reconocen los pequeños canales de venteo del agua. Tanto la base como el tec ho tienen escaso soldamiento y en sentido later al. Cuando la temperatura del material eruptado es baja se observan directamente los pómez sin ninguna deformación. lavas y todo tipo de brechas. pero en general es muy bajo. equivalente a 130-170 km de roca densa. inclusive lahares. Las er upciones freatomagmáticas se producen por la interacción del magma con agua. El der rame de esta ignimbrita en su por ción distal fue controlado por el v alle del citado río . tendiendo a ser ovoidales. hecho favorecido por la temperatura y por los procesos de desgasificación. Esta característica está relacionada con la elevación de los estratovolcanes. entre 60 y 90 %. Inc lusive algunos f lujos piroclásticos pierden parte de las partículas sólidas pasando a ser un flujo piroclástico diluido (Lám. Por este motivo el valle por donde se der ramó se lo llamó el V alle de los Diez Mil Humos. como sucede en muchas islas volcánicas. Flujos piroclásticos diluidos u oleadas piroclásticas: Las er upciones explosivas laterales se caracterizan por el desplazamiento horiz ontal a ras del suelo. 4) Pueden alcanzar un volumen muy grande. 9). con características explosivas extremadamente violen- . También se for man a par tir de f lujos piroclásticos densos . de una suspensión pir oclástica rica en g as. La ignimbrita del río Malargüe. aumentando considerablemente su velocidad. Yaucha y Rosario. característica que es también común a algunas ignimbritas de alto g rado. provincia de Mendoza. por lo cual se desprenden del f lujo pir oclástico como entidades inde pendientes. El volumen de la ignimbrita Diamante ha sido calculado por 3 3 Guerstein (1993) entre 260 y 350 km . Las más frecuentes se originan en er upciones freatomagmáticas y en menor proporción. encauzados en los valles fluviales de Papagayos. en erupciones explosivas causadas por el taponamiento del conducto v olcánico. Las diferencias en la densidad se deben a la compactación del f lujo con posterioridad a su emplazamiento . 3) Los clastos de rocas volcánicas consanguíneas son frecuentes. del orden de centenares de km3 y pueden recorrer enormes distancias de hasta más de 100 km. El incremento en el volumen del agua en cuestión de segundos produce un aumento considerable de la presión interna del sistema. En estos casos se restringe el desarrollo de fiammes en las ignimbritas. que indica que los procesos post-deposicionales de compactación han estado ausentes (Guerstein. 5) La afinidad química de las ignimbritas de bajo grado es calcoalcalina y son típicas de ambientes orogénicos. cuyo valor histórico radica en haber sido la primera ignimbrita descripta en el país (González Bonorino . En las cercanías del conducto con la superficie el magma entra en contacto con abundante agua. Con fr ecuencia se suceden v arios de pósitos f ormados por oleadas pir oclásticas. anillo de tobas (Fig. fracturas intra-estratales. cristales y agua. con velocidades hasta supersónicas.. 9. ej.5. Están asociados a erupciones volcánicas. acumulaciones contra obstáculos y estructuras tipo antidunas (Fig. generando una onda expansiva horizontal. hasta la condensación del vapor que es expulsado por la erupción. Los estra tovolcanes son los edificios v olcánicos a los cuales están asociados con frecuencia los lahar es. Flujos de densidad frios: lahares Los lahares son f lujos de densidad fríos que consisten en vitr oclastos. Acompaña el proceso una columna eruptiva pliniana. La ma yor par te de los b loques pro vienen del ma terial suelto fo rmado durante las . desde la fusión de la nieve que cubre el volcán.1. Prácticamente se tra ta de una onda explosi va que transporta el material piroclástico a ras del suelo . la erupción tiene una componente lateral dominante. del material piroclástico y de los bloques provenientes de la er upción que desencadena el lahar . compactación y hundimiento por impacto de bloques y bombas v olcánicas. como p. 15). denominada oleada piroclástica. Las rocas que se forman tienen un volumen pequeño y una extensión lateral radial. pero su origen no es estrictamente ma gmático. pasando de bloques de diverso tamaño alrededor del conducto . Comúnmente es de unos pocos kilómetros. conf ormando bancos de varios metros de espesor. con velocidades que pueden ser hasta supersónicas.2. El agua puede tener di versos oríg enes. que puede alcanzar excepcionalmente hasta 40 km de distancia. El a porte de los materiales sólidos pr oviene del derrubio suelto en la superficie del volcán. 17). Modelo de erupción freatomagmática. sin respetar la topografía. La variación en el tamaño de grano es abrupta.198 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS tas (Fig. Si el contacto del magma con el agua se produce muy cerca de la superficie. La estructura interna de los bancos presenta numerosas perturbaciones. a diferencia de las dunas eólicas cuya car a empinada está a sota vento. bloques de rocas de muy diversos tamaños. Este tipo de er upciones se producen en forma instantánea con duraciones del or den de segundos a minutos. En algunos casos el tipo de v olcán que se forma se denomina maar y sus características más destacables consisten en una depresión central de sección circular rodeada por un oleadas piroclÆ sticas Æ rea saturada con agua Figura 15. 16). La mayor parte del depósito es una lámina de grano fino que suele cortar o adaptarse a las estructuras del sustrato. deslizamientos internos. a g rano fino en el orden de unos pocos centenares de metros. en las cuales la cara empinada es la que está a bar lovento. donde el sector de mayor pendiente es el que se ubica a barlovento. sino el aluvión de lodo o lahar que se produjo como consecuencia de la fusión de la nieve. Estructuras de antidunas propias de las oleadas piroclásticas. La energía cinética inicial es alta debido a la enor me masa de material y a las fuer tes pendientes del volcán que le imprimen alta velocidad. Colombia. Consta de una diatrema rellena por brechas y un anillo de toba. con velocidades superiores a los 100 km/hora. erupciones anteriores. contienen abundante material suelto y no están protegidas por vegetación. La fricción es mínima debido a la lubricación del agua y los grandes bloques viajan prácticamente envueltos por el agua y las partículas finas. fue dev astada en 1985 por un f lujo de este tipo. Perfil esquemático de un maar. a diferencia de las dunas eólicas . En este caso no fue la er upción la que causó el estrag o. . El volumen de un lahar depende del área afectada por la actividad volcánica. arrasando lo que encuentra a su paso . Las laderas del mismo son empinadas.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 199 d iatrem a a nillo d e to ba s Figura 16. En (b) se puede observar como las formas individuales de (a) aparecen acumuladas en el desarrollo de una secuencia. causado por una er upción poco impor tante del volcán Nevado del Ruiz. Los depósitos laháricos se reconocen por su elevado espesor. atributos favorables para la generación de lahares. de decenas de kilómetros. En algunas ocasiones los lahares se forman como consecuencia de lluvias torrenciales sobre un estratovolcán. producto de la violenta explosión que dio origen a la diatrema. El agua de lluvia lubrica las partículas y bloques. Se encauza en la red de drenaje y fluye a muy alta velocidad. donde la car a empinada está a sota vento (a). La localidad de Ar mero. ausencia de estratificación D irecci n d el viento dire cci n de la oleada piro clÆ stica Dunas barlovento sotavento barlovento A ntid un as sotavento a b Figura 17. Pueden alcanzar grandes distancias. de la cantidad de agua disponib le y del material suelto que encuentr a en su camino . por lo cual el material suelto transforma su energía potencial en cinética. aumentando su viscosidad. 9. Algunos bloques pueden tener gruesas estrías y escaras. Algunas de las la vas traquíticas del volcán Payún Matrú tienen de 80 a 200 m de espesor y longitudes comprendidas entre unos pocos centenares de metros hasta 8 km (Llambías . de decenas de kilómetros. Las paredes externas. ya que durante el desplazamiento incorporan los bloques que encuentran durante su paso. de varios miles de km 2. además de la pendiente . se congelan rápidamente y el magma fluye en .4. Estos de pósitos no se conser van integ ramente porque son fácilmente erodables. Coladas riolíticas con volúmenes tan grandes están indicando la presencia de una cámara magmática de grandes dimensiones. y el v olumen y las distancias recor ridas son en comparación mucho menor es. ubicada m uy cerca del superficie . porque el reconocimiento de una la va per mite ubicar el conducto volcánico. P or el contrario . Desde un punto de vista reológico se trata de un fluido que contiene partículas sólidas. Para igual composición los flujos de lava son mucho más viscosos que los f lujos piroclásticos. ej los f enocristales.5. Espesores de 200 a 300 se alcanzan cuando el v olumen eruptado es elev ado. En las pr ovincias volcánicas antiguas la ubicación de los centr os volcánicos per mite comprender el control estr uctural del v olcanismo y también per mite ubicar los núcleos tér micos y los sistemas de con vección hidroter mal. 18).. es una car acterística propia de las ignimbritas de alto grado. p. La abundancia de rocas v olcánicas permite identificar su origen volcánico. Las coladas pierden calor rápidamente durante su desplazamiento por la superficie . 1978). tanto laterales como superiores. Algunas coladas riolíticas alcanzan dimensiones ex cepcionales. Los más alejados están for mados por ceniza volcánica de g rano muy fino .1. Las coladas poseen filetes de flujo continuos. En las cercanía del volcán se preservan cuando son rápidamente cubier tos por otros depósitos o se acum ulan en depresiones. porque ambas presentan estructuras de flujo. La distinción entre coladas e ignimbritas de alto grado no es sencilla. Depósitos de caída : Se for man por la caída de tefra y nor malmente cubren una área muy extensa.200 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS interna. La distinción entre las rocas producidas por flujos lávicos y piroclásticos tiene una importancia práctica m uy grande. además del conocimiento g eológico de la región.1. En consecuencia. o simplemente colada o lava. con una buena lupa. como por ejemplo la colada de riolita del flanco sud occidental del Domuyo (Llambías et al. 21). La presencia de fiammes laminares . y escasas burbujas de g as. coladas dómicas y domos Una colada de lava (= flujo de lava). Los vitroclastos se pueden reconocer en el campo. amplia variabilidad en el tamaño de los bloques. Los espesores de sus coladas son de varias decenas de metros y sus recorridos no superan los 7 km. la morfología de las coladas drenadas de los reser vorios superficiales es diferente a las de los profundos .5. no per mite precisar su ubicación. en las superficies de las diaclasas parcialmente meteorizadas . El diseño en planta de una colada es el de una lengua con lób ulos en los bordes (Fig. es la erupción de magma no fragmentado. P or esta r azón. con un posib le er ror de ap roximadamente 6 km. la g ran extensión de los f lujos piroclásticos. que es la distancia máxima que fluyen las la vas. Por este motivo. mientras que en las ignimbritas los filetes de f lujo están constituidos por agregados de vitroclastos defor mados. Las lavas originadas en los reser vorios magmáticos superficiales tienen composiciones más silícicas que las originadas en reservorios más profundos. Las la vas riolíticas son las que poseen ma yor viscosidad (véase el ca pítulo Propiedades Físicas del Magma). tienen mayor viscosidad. 9.3. Los bloques pueden ser angulosos o redondeados. la distancia que recor ren depende de la viscosidad. producto de roces y colisiones durante el f lujo. Flujos de lava: coladas. cuyo espesor en el frente es de alrededor de 400 m y su longitud es de unos 7 km (Fig . 1966). inmersos en la fracción fina. los albardones y los der rames laterales por fracturación de las paredes. Probablemente la erupción se produjo en varios pulsos sucesivos. 18b y 19). . que de esta manera se desliza sobre sus propios bloques. las paredes laterales congeladas. produciendo un diseño ar queado con los lados conv exos apuntando hacia la dirección de avance (Figs. Los domos que no llegan a la superficie del volcán se llamancriptodomos. la convexida d indica la direcci n de avance 3 km l b ulos fro nta les Figura 18. 20 y 22). Imagen satelital (a) y esquema ( b).PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 201 su interior fracturando las paredes del frente de la colada. pero la velocidad de crecimiento no es constante. Las par edes de los costados de la colada también suelen fractur arse. formando pequeñas coladas later ales o pequeños lóbulos (Fig . 18b). El techo de la colada es ar rastrado por la fricción que ejerce el f lujo interno. que la lava se congela en la parte superior del conducto taponándolo. C ond ucto em isor l b ulos laterale s b) alb ardones crestas de presi n. Colada traquítica en el flanco sur del volcán Payún Matrú. El crecimiento de un domo tarda algunos años en completarse. En los momentos previos a una erupción el domo acelera su crecimiento y con posterioridad a la misma dismin uye su crecimiento. La elevada presión interna del magma por debajo del tapón favorece el crecimiento del mismo formando undomo (Figs. Se observa la deformación del techo por arrastre del flujo interno. En numerosos casos la viscosidad del magma es tan elevada. terminando con la for mación de domos . Estas erupciones son muy destructivas. La br echa se for ma durante el crecimiento del domo. Estados Unidos. La presión interna que se genera por el taponamiento del domo genera en el interior del conducto presiones muy elevadas. que aumenta gradualmente de volumen. 1999). la velocidad estuvo comprendida entre 0. dando lugar a un flujo piroclástico muy violento. Generalmente. La forma del domo es globosa y la estructura interna es marcadamente fluidal (Láms. su crecimiento se aceleraba hasta 7 y 8 m3 s-1. las paredes externas del domo están compuestas por una brecha caótica. espinas o coladas .202 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Figura 19. Tal es el caso de m uchos volcanes. 11 y 12). cuya erupción fue estudiada en detalle por numerosos especialistas. material muy fino y grandes bloques provenientes del colapso del domo . se desarrolló en el cráter un domo andesítico . En primer plano agregados de pómez y bombas traquíticas. En parte es intrusivo en el mismo conducto volcánico y en parte puede fluir sobre la superficie. pero pueden prevenirse por la observación constante del volcán. recibe el nombre de colada dómica. La energía cinética es tan alta que 3 arrastra bloques de varios m a más de 2 km de distancia (Sparks et al. provocando su parcial desintegración y descomprimiendo en for ma instantánea la presión del conducto v olcánico. En los casos en que parte del domo se derrama formando una corta colada. el cual todavía no ha finalizado su crecimiento. cuyas paredes empinadas favorecen el deslizamiento de los bloques . entre ellos el del Monte Santa Helena. Colada de traquita vítrea en el flanco norte de la caldera del volcán Payún Matrú. con clastos de di versos tamaño e igual composición a la del domo . Con estas altas velocidades de crecimiento el domo se torna inestable. Durante las erupciones que se registraron entre 1995 y 1997 en el volcán Soufriere. se produce el colapso y se desinte g ra. La magnitud de las fases explosivas decae con el tiempo por la progresiva pérdida de la fase gaseosa. Es frecuente que los episodios eruptivos de los volcanes de composiciones andesíticas a silícicas comiencen con fases eruptivas explosivas y finalicen con fases lávicas. y en parte la incorpora. Lea y Sparks. pero previo a algunas de las erupciones piroclásticas. También por el colapso del domo en f orma explosiva se pueden formar oleadas piroclásticas. Antillas. en la isla de Montserrat. Cuando la presión supera la resistencia del domo . que arrastra bloques del domo y ma terial fino producto de su desinteg ración y de la fragmentación del magma. El conducto emisor a ( ) está en la fractura anular que limita la caldera. La explosividad de este proceso origina violentos flujos piroclásticos compuestos por gas. Durante los periodos de menor actividad volcánica.. cuya velocidad de crecimiento fue variable. Durante su crecimiento el domo se apoya sobre parte de la brecha.2 y 2 m3 s-1. Obsérvese el curvamiento de las crestas de presión. 1998. constituyendo un ciclo eruptivo. El ciclo eruptivo se inició en mayo de 1980 con una serie de . Esta foliación tiene distintas orientaciones .6.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 203 violentas explosiones que decapitaron la parte superior del volcán. De esta manera aumenta la permeabilidad del sistema escapándose los gases. Domos traquíticos: a) mayormente vítreos. A partir de este momento la actividad eruptiva cesó completamente. 1991. congelándose antes de llegar a ella. Se originan en magmas viscosos. Un mes después. durante cada ciclo de actividad volcánica. Están asociados a coladas dómicas c) de similar composición. La variación del régimen eruptivo. desde piroclástico- Figura 20. 1987). Los domos subvolcánico se diferencian de los lacolitos porque su emplazamiento ha sido . En muchos casos las rocas poseen una foliación marcada como consecuencia del flujo magmático. en el bor de sur de la caldera del volcán Payún Matrú. de aproximadamente 300 a 400 m de diámetr o. per o en conjunto se reconoce una orientación prefe rencial que per mite determinar el mo vimiento interno del ma gma. Las texturas son porfíricas. que tienen escasa movilidad. 1998). el domo fue destruido por una fase explosiva muy violenta. Intr usivos subvolcánicos En un distrito volcánico son frecuentes los cuerpos intrusivos que se emplazan en el interior del edificio volcánico. A partir de esta fase explosiva el domo continuó con su crecimiento durante 6 años. Esta fase piroclástica comenzó a dismin uir en intensidad y a par tir de junio. explosivo hasta lávico ha sido explicado por las fracturas formadas en el aparato volcánico durante las fases explosivas. con la consecuente disminución de volumen y presión (Jaupart y Allègre. que es una característica común a los domos . Esto los diferencia de las coladas dómicas. 9. comenzó a formarse un domo dacítico. que tienen una raíz intrusiva y una parte extrusiva. Jaupart. Dos meses más tarde las erupciones plinianas aumentaron su periodicidad. tres meses después de haberse iniciado el ciclo eruptivo. y que es la que causó el desastre mayor. En el domo de la izquierda se observa la depresión del techo. pliniana. Muchos de ellos no alcanzan la superficie. con pasta muy finas hasta afaníticas. Comúnmente se denominan domos subvolcánicos por la forma dómica que tienen. con pulsos de hasta 9 horas de dur ación cada uno.. a lo largo de los cuales las fases explosivas fueron de menor importancia o no se desarrollaron (Swanson et al. pudiéndose reconstruir a partir de ellos la forma y el tamaño de la caldera.000 de la colada mostrada en a). situado a la izquierda. Al fondo sobresale la silueta nev ada del Domuyo. formando una especie de rosario de domos. tiene cerca de 400 m de espesor . Los magmas viscosos también se alojan en cualquier otro tipo de fracturas.204 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Figura 21: Colada de riolita en el lfanco sur del Dom uyo. En los flancos de la colada se conservan restos de nieve. 23). b) Fotografía aérea. Forman pequeños domos que se alinean formando una especie de rosario (Fig. El frente de la colada. Está muy poco erosionada. a) Fotografía tomada de OSO a ENE. escala 1:50. Neuquén. Internamente tienen estructura . Debido a la alta viscosidad del magma no rellena completamente la fractura. Esta colada ha f luido sobre una superficie plana con una inclinación muy leve hacia el oeste. La flecha indica la dirección en la que fue tomada la fotografía. En volcanes que han sido erosionados se ha comprobado que los domos se alojan en las fracturas anulares. controlado principalmente por fracturas y no por la estratificación de la roca de caja. Los más frecuentes se hallan comprendidos entre 8 y 20 km.. que por su alta viscosidad no pueden fluir lateralmente. Como m uchas ignimbritas tienen densidades bajas . La caldera de Vilama. estudiado por Godeas (1971) muestra una foliación concéntrica muy v eidente. Sin escala. Consisten en una depresión interna de unos pocos cientos de metros de profundidad y un diámetro del orden de centenares de metr os. Cráteres y calderas Los cráteres son los conductos de salida del magma en un volcán. fluidal muy marcada. También está acompañado por las brechas de der rumbe. Las calderas están relacionadas con cámara magmáticas instaladas muy cerca de la superficie. Dos modelos de domos volcánicos alojados en el cráter de un volcán. En b) crece por superposición de capas. con planos de foliación bien definidos. y tampoco pasan en transición a coladas. El cuerpo sub volcánicos de Los P ozos. La caldera del cerro Galán.. cuyo diámetro es proporcional al tamaño del volcán. La depresión de la parte superior del domo es frecuente y se produce por la retracción del magma. Se diferencian de los domos alojados en los conductos volcánicos porque no poseen una zona externa brechosa.7. dando lugar a la formación de la caldera. en la Puna de Salta. de 65 x 40 km (Coira et al. debido al que el espesor de la corteza es suficiente para que su resistencia evite el colapso. Cámaras magmáticas más profundas. posee un diámetro de aproximadamente 40 x 24 km (Francis et al. Las ignimbritas relacionadas con la formación de la caldera deben tener un volumen aproximadamente similar al de la depresión de la caldera. 1989). en Farallón Negro. del orden de decenas a centenares de km 3. en la Puna de Jujuy tiene dimensiones mayores. cuya densidad está cerca de 2600 kg m -3. En a) el crecimiento acompaña la formación del cráter y está envuelto por el desprendimiento de los bloques de sus bordes. no están relacionadas con calderas . El diámetro de la misma está comprendido entre unos pocos kilómetros y hasta 60 km. Para realizar el cálculo . Basado en Williams (1932). 9.24) ha permitido concluir que el cuerpo se formó por varios conductos alineados con el rumbo de la fractura. cuya disposición (Fig . el calculo del v olumen debe ser equivalente al de la roca densa. a profundidades de apenas unos pocos kilómetros (1 a 4 km). La mayor parte de los estratovolcanes andinos poseen una caldera. 1996). Las calderas son estructuras circulares que delimitan una área deprimida de extensión variable. Las calderas están asociadas a v oluminosas erupciones piroclásticas. El drenado de tan gran cantidad de magma provoca el hundimiento de la parte superior del volcán. si bien extruyen abundante ma terial piroclástico.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 205 a b Figura 22. a través de las cuales en numerosos casos han contin uado las erupciones. Coira et al. sin llegar a formarse fracturas. como en T aupo. según Llambías (1972). Durante o inmediatamente después del hundimiento de la caldera la actividad magmática se puede reactivar dando lugar al resurgimiento de las er upciones. Farallón Negro. Nueva Zelandia. El reconocimiento de las unidades de intracaldera tiene gran importancia porque permite inferir la presencia de una caldera en los centros volcánicos erosionados y reconstruir la historia de ese volcán. La mayor parte de las calderas están limitadas por fallas normales anulares. Una parte de los f lujos pueden depositarse en la depresión de la caldera. por lo cual sus espesores y contenidos de líticos gruesos son comparativamente mayores que respecto de las mismas unidades fuera de la caldera. En la Puna los volcanes son muy numerosos y las voluminosas erupciones de ignimbritas han formado un plateau volcánico de gran extensión. . sino que se forman por hundimiento flexural (flexural downsag).206 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS es necesario conocer las densidades de la ignimbrita y su distribución a fin de obtener un valor que sea representativo del total. Una gran parte de los estratovolcanes Neógenos de la Cordillera de los Andes están coronados por calderas de diversos diámetros. Estas calderas han sido denominadas por Walker (1984) downsag calderas que puede traducirse como calder as de hundimiento flexural o simplemente calderas de flexura. las calderas no están limitadas por fracturas. en algunos casos . Sin embargo. Distribución de domos subvolcánicos riodacíticos alojados en una fractura. Catamarca. (1996) Lom a M orada N M acho Muerto Los Pozos fractura supuesta dom os subvolcÆ nicos riodac ticos Figura 23. Panizos.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 207 C ue rpo su bvo lcÆ nico rioda c tic o de Los P o zo s F a ra ll n Ne gro. Coranzulí. (1971). Guacha y La P acana. prov incia de Ca tam a rca S im plifica do de G o dea s (1 971) N 16 R eferen cia s Trazas d e la folia ci n p rodu cida por el flujo m a gm Æ tico C u erpo subvolcÆ nico riodÆ citico D iqu es andes ticos y basÆ ltico an des ticos Brecha s y tobas da c ticas Po sibles conductos de alim entaci n 14 0 10 0 20 0 m Figura 24. constituido por las calderas de Vilama. Las trazas de la foliación magmática han sido dibujadas como líneas curvadas. La composición es andesítica a dacítica y está compr endida entre 63 y 69 % SiO . Con un asterisco se han señalados los posibles conductos de alimentación. Coruto. 2 La caldera del volcán Payún Matrú (Figs. Catamarca. según Godeas. La edad de este intenso episodio v olcánico está comprendida entre 9 y 2 Ma y dentro de este lapso se reconocieron cuatro ciclos de actividad. rellenando parcialmente la . Numerosas coladas surgieron a través de las fracturas anulares que limitan la caldera. 25 y 26) tiene 8 km de diámetr o. Algunas de las calderas tienen enormes dimensiones como la de Vilama de 65 x 40 km de diámetro y la de Coruto de 40 x 20 km de diámetr o. Cuerpo subvolcánico de riodacita-riolita alojado en una fractura NW-SE. Farallón Negro. El sistema de fracturas también controla la intrusión de los diques andesíticos y basáltico-andesíticos pero por su menor viscosidad forman verdaderos diques. describieron un complejo de calderas en el noroeste de Argentina. También se observan numerosos conos basálticos en el lfanco occidental. extendiéndose en un radio mínimo de 40 km. Varias de ellas han fluido hacia el interior de la caldera. Las ignimbritas asociadas con la formación de esta caldera son de dos tipos: 1) las ignimbritas de alto g rado. sudeste de Mendo za. La ignimbrita r elacionada con la formación de la caldera se halla distribuida en toda la región. que se encuentran en el lfanco norte del volcán y tienen un diseño de flujo similar al de las coladas y 2) las ignimbritas de bajo grado cubren una extensa área que rodea completamente al volcán. depresión de la misma. Se observa la abundancia de coladas traquíticas que fueron er uptadas a través de la fractura que dio origen a la calder a. Probablemente su erupción se produjo por la inyección de magma basáltico en una cámara traquítica. La caldera tiene 8 km de diámetr o. Hacia el este de la calder a se observa una fractura casi E-O por donde sur gieron coladas de basalto olivínico alcalino.208 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Figura 25. En numerosos casos se ha comprobado que por debajo de las calderas se encuentran cuer- . Imagen satelital del v olcán Payún Matrú. de 7.4 km2 de superficie. El enfriamiento lento de los reser vorios magmáticos tiene una gran significación en la historia del volcán. Están emplazados cerca de la superficie y afloran durante los primeros estadios de erosión. el cual posiblemente re presenta la parte superior de un reser vorio magmático. monzogranitos. que se han enfriado lentamente. Oregon. En el sector central de Farallón Negro se encuentra el plutón de la monzonita de Alto de la Blenda. se encuentran g ranodioritas con edades tan jóvenes como 112 Ka (Bacon et al. De esta manera es posible explicar la sucesión de ciclos er uptivos durante la evolución de un volcán. Estos ciclos pueden tener una duración de hasta un millón de años.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 209 pos ígneos constituidos por granodioritas. Algunos de los bloques de granodiorita expulsados por las últimas erupciones históricas se encuentran parcialmente fundidos. y cuyas composiciones son equivalentes a las de los productos efusivos. etc. Son restos del reservorio magmático.. indicando que el reservorio ma gmático aun puede estar acti vo. porque las corrientes convectivas reponen en la cúpula los contenidos de agua necesarios para aumentar la presión interna y desencadenar las er upciones. . 2000). Por debajo de la caldera de Cr ater Lake. . Basado en Llambías (1966) y en imágenes satelitales. Mapa geológico simplificado del volcán Payún Matrú.210 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS 69 15·O N 36 20·S La Nariz del Payœ n Matrœ 36 20·S 36 30·S 36 30·S PayØn Liso 69 15·O 8 km Unidades pre-caldera Co la das de b asalto Co la das de tra quita a b Co la das de tra quita P m ez y o bm ba s Ignim britas Unidades post-caldera Co la das de b asalto re cientes Co la das de b asalto a ) muy solda das b ) poco soldad as Figura 26. Parque Nacional de Yellowstone. El espesor de cada una de ellas es menor de 10 m. Río Curileuvú. Neuquén.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 211 Lámina 1. Esta característica y el suave relieve por donde han f luido indican la baja viscosidad de la la va. Bancos de ignimbritas riolíticas con di versos grados de soldamiento. al sur del Dom uyo. . Lámina 2. USA. Los bancos más compactos ubicados en la mitad y en el tercio superior del perfil poseen disyunción columnar. El delgado espesor y la superficie casi horizontal por donde luyeron f indican la ele vada fluidez del flujo piroclástico. Coladas basálticas con disyunción columnar. Parque Nacional Crater of the Moon. Colada de basalto tipo aa que tr ansporta un bloque proveniente del cono pir oclástico. constituida por bloques.212 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Lámina 3. Las lavas aa están car acterizadas por una superficie muy rugosa. Parque Nacional Crater of the Moon. Idaho . Idaho . Lámina 4. USA. lava escoriácea vesiculosa y eyectos escoriáceos. USA. ligeramente abovedadas y de suave textura. . caracterizada por suaves superficies. Colada de basalto tipo pahoehoe. Arriba. Abajo. sus formas se adaptan perfectamente al movimiento al que han estado sometidas. . Se forman por el movimiento giratorio de trozos de lava arrojados violentamente al aire. Al fondo se observa la fractura an ular que delimita la caldera . bombas traquíticas. con suaves superficies completamente adaptadas a la rotación. bomba de composición basáltica. vítreas. Bombas volcánicas del volcán Payén Matrú. De acuerdo con la viscosidad y con la distancia recorrida. Su elevada viscosidad impidió adquirir una forma aerodinámica. con superficies planas .PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 213 Lámina 5. Una colada de tr aquita fluyó hacia el interior de la caldera. de 250 m de altura. como puede obser vase en la fotografía. La persona que está a la izquierda es el ingeniero DanielValencio. Lámina 7. Al fondo se observan las coladas andesíticas a dacíticas del v olcán Maipo con un ángulo de e r poso de hasta casi 30°. Cono volcánico monogénico basáltico. poco al noroeste de Sier ra del medio. . lapilli. que abovedan el techo.214 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Lámina 6. fo rmado por la acum ulación de bombas. Chubut. El Escorial. cementados por la la va. Comúnmente el techo se fr actura y colapsa. escoria. a quien dedico estas líneas . Los túmulos se forman por la presión interna de los gases. rígido. Túmulo formado en lava pahoehoe. Con frecuencia alcanzan una altitud de hasta 2000 m sobre el nivel del suelo y pueden acumular nieve en sus partes más altas. Abajo Payén Liso. andesíticos a dacíticos.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 215 Lámina 8. en el límite con Chile . de alrededor de 30°. Arriba. al sur del volcán Payún Matrú. . de la provincia de Mendoza. Fotografías de dos típicos estratovolcanes. volcán Maipo. Los estratovolcanes se caracterizan porque los materiales se de positan con un alto ángulo de e r poso. Esta característica alto y el ángulo de reposo favorecen el desarrollo de lahares. 216 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Lámina 9. Erupción del Mont Peleé. Esta erupción fue descripta por Lacroix como una nube ardiente. Isla de Martinica. En las actualidad se la describe como una oleada piroclástica (surge) por su elevada proporción de gas con respecto a partículas sólidas: se tr ata de un flujo de densidad m uy diluido. . Fotografía tomada por Lacroix en 1902. provincia de La P ampa. El aspecto es similar al de una lava de composición equivalente.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 217 Lámina 10. Los vitroclastos están intensamente deformados y las fiammes son laminares. . Cerro Colón. Esta muestra forma parte del plateau riolítico de la provincia de la P ampa. de edad Pérmico Superior a Triásico Inferior. Ignimbrita riolítica de alto grado con estructuras de flujo laminares muy marcadas. pero la presencia de vitroclastos y fiammes permite clasificarlas como un flujo piroclástico. el domo intruye las sedimentitas de la F ormación Vaca Muerta. . El borde del domo . está autobrechado. al sur del Dom uyo. Chubut. Domos subvolcánicos compuestos por lavas riolíticas. cortesía de Pablo González. Neuquén. La característica de ambos es de poseer elevada viscosidad.218 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS Lámina 11. río Chubut. delimitado por guiones) se ha intruido en las rocas piroclásticas perteneciente al mismo edificio volcánico y ha fluido como colada (c). Arriba. Piedra Parada. Abajo. el domo (d. más rígido que el interior por su menor temperatura. A pesar del intenso f lujo los fenocristales no se han acum ulado o segregado.El flujo laminar es muy intenso y ha quedado congelado por el rápido enfriamiento del cuer po. con grandes fenocristales de sanidina de hasta 4 cm de longitud y de cuarzo de 1 cm de longitud. Cuerpos de Los P ozos (véase Fig. . Cuerpo intrusivo subvolcánico de riodacita.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 219 Lámina 12. 24). Farallón Negro. CUERPOS ÍGNEOS LAMINARES 105 . 16 grados Celsius (°C) 1 newton (N) = 1 kg m s -2 = 105 dynas 1 pascal (Pa) = 1 N m -2 = 1 kg m -1 s-2 = 10 -5 bar 1 joule (J) = 1 kg m2 s-2 = 107 ergs = 0.389 x 10 -3 cal cm -1 s-1 °C-1 1 J kg -1 °C-1 = 2.389 x 10 -4 cal g-1 1 Wm-2 =2.156 x 107 s Difusividad (κ) Densidad ( ρ) Temperatura (T) Fuerza (F) Presión (P) Energía Potencia Conductividad térmica (K) Calor específico (C p) Calor latente flujo de calor a través de la superficie Producción de calor (H) Constante de los gases (R) Aceleración de la gravedad (g) 1 año (a) .8 m s-2 3.2389 cal s-1 1 W m-1 °C = 2.389 x 10 -4 cal g -1 °C-1 1 J kg-1 = 2.18 x10-2 W m-2 1 W m-3 = 2.APÉNDICE I 221 APÉNDICE I Unidades y factores de conversión utilizados más frecuentemente Viscosidad (η) Pa s (Pascal segundo) = 1 Nm-2 s 1Pa s = 10 poise = 10 g cm -1s-1 m2 s-1 1 g cm -3 = 10 3 kg m -3 1 grado Kelvin (K) = 273.3145 J mol-1 °C-1 9.2389 calorías (cal) 1 Kcal = 4185 J 1 watt (W) = 1 J s-1 = 0.389 x 10-5 cal cm-2 s-1 1 unidad de flujo calórico (hfu) = 4.389 x 10 -7 cal cm -3 s-1 8. 5 a 3.0 W m -1 °K-1 10-6 a 10 -7 m2 s-1 40 a 80 mW m -2 .5 x 105 a 4.2 x 10 5 J kg-1 (60 a 100 cal g -1) 1.5 Ga 2800 kg m-3 3300 kg m-3 4500 kg m-3 1280 °C oceánica 60-70 km Espesor de la litósfera continental 100-120 km 1100 km 250 a 300 km 10 a 50 km Espesor de la litósfera de Luna Espesor de la litósfera en Marte Espesor de la litósfera en Venus Calor específico a presión constante de rocas silicáticas Calor latente de fusión de silicatos Conductividad térmica de rocas silicáticas Difusividad térmica Flujo calórico superficial 103 J kg m -3 2.222 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS APÉNDICE II Valores más frecuentes de algunas constantes utilizadas en petrología Edad de la Tierra Densidad de la corteza Densidad del manto superior Densidad promedio del manto Temperatura de la base de la litósfera térmica 4. 5 Pa s) Umbrales elásticos de lavas dacita Monte Santa Helena: 370 Pa (η = 3.5-7.5 x 109 Pa s) lava riolítica: 17.5 x 109 Pa s) 51.6 °C km -1 basalto olivínico.5 µW m-3 máficas: 0.PROCESOS Y ROCAS VOLCÁNICAS 223 (Cont.7 Pa (30% cristales.8 x 10-5 K-1 roca: 4 x 10 -5 K-1 ∆T adiabático magma 1 °C km -1 roca 0.3 µW m-3 Coeficiente de expansión térmica magma: 6. Hawai: 70-120 Pa (η = 6. η = 1. η = 3.5 Pa (1% cristales.4 km Ma-1 .) Producción de calor rocas ígneas silícicas: 2.2 x 1010 Pa s) lavas riolíticas: Temperatura lavas dacíticas: lavas basálticas: magmas ácidos: Viscosidad 750 a 950 °C 800 a 1000 °C 1000 a 1250 °C 10 6 a 1013 Pa s lavas andesíticas: 950 a 1150 °C magmas basálticos: 3 a 103 Pa s manto: 1020 a 1022 Pa s Tasa de erosión promedio 0. S. Allmendinger. continental roots and deep slab anomalies. The viscosity of magmatic silicate liquids: A model of calculation. 28: 467-470.A.224 GEOLOGÍA DE LOS CUERPOS IGNEOS BIBLIOGRAFÍA Akaogi. Anderson. The Earth’s interior..G. 184: 157-171.L. Ike.. 2272: 438-475.A.F. y Molesini.E. American Geological Institute. Atherton.M. London. en el oeste de la provincia de La Pampa. inédito. VI Congreso Geológico Chileno. eds.. Mazzucchelli. Kluw er Academic Pub lishers.. Constraints on rates of granitic magma transport from epidote dissolution kinetics.. P..W. 1987.R.. J .M... 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De preferencia cada volumen comprenderá trabajos unificados en una misma temática o tema seleccionado. En algunos casos. sin referencias bibliográficas. . Organización La organización del texto responderá al siguiente esquema : . . Los ar tículos podrán ser Notas ( extensión del orden de 6 páginas incluidas las ilustraciones) y Artículos (extensión del orden de 25 páginas). .ARGENTINA . en castellano para los trabajos en inglés o portugués y en inglés para aquellos en castellano. . Todos los ar tículos y/o trabajos mono gráficos que se publican en esta serie son sometidos a arbitraje de exper tos nacionales e inter nacionales. Si se incluyen tax ones g enéricos. Toda la cor respondencia relacionada a Cor relación Geológica será en viada al Director o Comité Editorial a : Miguel Lillo 205 . escrito en neg rita.Se aceptan solamente trabajos en idioma castellano .el Resumen. una vez concluidas las tareas del arbitraje. los Agradecimientos y la Bibliografía lo serán en tamaño 8.4000 S . de TUCUMAN . deberá ag regarse por lo menos una categoría tax onómica superior . .El texto del trabajo que se org anizará con subtítulos de solamente dos niv eles. . en negrita. con hojas numeradas correlativamente. con márg enes amplios a la derec ha.nombre del autor al que debe dirigirse la correspondencia. incluido el cor reo electrónico.propuesta del cabezal. podrán publicarse Monografías de mayor extensión.nombre del (los) autor(es) ( nombres en mayúsculas y minúsculas y apellido(s) en mayúsculas). e-mail : insugeo@unt. que versen sobre todas las especialidades en temas geológicos y paleontológicos. adecuadamente info rmativa. Para esta publicación se consider an ar tículos científicos originales (entendiéndose que no hayan sido publicados previamente ni sometidos simultáneamente a otras publicaciones).dirección postal y or ganismo al que per tenecen.M.ar Manuscritos .Se enviarán tres copias incluyendo las ilustraciones (fotocopias láser para láminas o figuras fotográficas y comunes para dibujos lineales). e identificadas con el nombre del autor(es) en al ángulo superior der echo. . . No deberá e xceder las 250 palabras y deberá ser suficientemente infor mativo con las conc lusiones del trabajo. mayúsculas y minúsculas. Se agregará un juego de copias de las ilustraciones reducidas al tamaño final de la publicación (caja). . más un disk ette con la versión del texto. cor to e infor mativo.las “palabras clave” y los “k ey words” ( no más de oc ho). . . sin punto final (letra tamaño 16 ). El estricto cumplimiento de las pr esentes instrucciones acelerará el pr oceso editorial. separadas por puntos. con la autorización del Comité Editorial. portugués e ing lés. ). y Gregory. provincia de Tucumán. Análisis. holotipo.L. no se aceptarán figuras con mezcla de dib ujos y fotog rafías. En :F. pero en todos los casos en múltiplos (submúltiplos) del tamaño de caja.De preferencia no se incluirán notas a pie de página. 48 p.). en lo posible. H. indicándose como Figura xx. Bibliografía La lista de R eferencias se confeccionará tomando en cuenta los siguientes ejemplos (libros . Parquet (ed. deberán ser enviadas en una figura en el tamaño final de su publicación. descripción. indicar con una flecha la posición en que deben ser colocadas. 1956. Amsterdam. R. J. y Johnson. Las figuras preparadas en computadora se presentarán impresas en buen pa pel y de preferencia en impresora láser. Si se citan varios autores. inédito] Ilustraciones El tamaño de caja de Correlación Geológica es de 13 x 20 cm. H. Cuando éstas estén compuestas por más de un elemento individual. Todas las ilustraciones se denominarán figuras. perfil. Madison y W . . Las fotografías . Tesis.La cita de autores en el texto podrá ser directa o indirecta y se referirá a lista bibliográfica final. Descripción Sistemática. material estudiado. Invertebrates and their environments during the Upper Cr etaceous in Holland. En : D. 1985.. J. éstos se ordenarán cronológicamente. 1987. Clay minerals and their origin . ellas serán identificadas con letras mayúsculas de imprenta.) Tree of life : an integrated Internet Project.L. Métodos. artículos.Smith. Las figuras deberán identificarse con el nombre del autor(es) y titulo del trabajo. En : H.L. deben tener buen contraste e impresas en papel brillante. Una fauna de dinosaurios en el urásico J de Chubut. y Rodriguez. H. incluso la propuesta de su ubicación en el texto.L. las flechas u otras indicaciones sobre fotografías y dibujos deberán ser todas del mismo estilo y tamaño . La figuras se numerarán correlativamente en el orden en que son citadas en el te xto. 1989. London.G. 4º Congreso Latinoamericano de Geología (Mendoza). Perez. 1990. Es conveniente presentar las figuras en tamaños cercanos al de su publicación final y en general no proponer reducciones mayores que el 50%. si no fuese obvio. Perez. K. . Conclusiones. salv o que sean imprescindibles.). Actas de la Academia Nacional de Ciencias 57 : 67-123 López. 1991. y Gonzalez. Actas 2 : 345-369 Michigan. entre otros) cuyo texto sigue en el mismo r englón mediante punto. . Argentina. Pteridoph yta. Perfiles. Las palabras en latín u otros idiomas dife rentes al del texto . J. [Estudio estratigráfico de las secuencias continentales al sur de la pr ovincia de La Pampa. etc. entre otros). The Cretaceous in Northern Europe. Malcini. separados por punto y coma. Santa Rosa (La Pampa).Los principales ( Ejemplos :Introducción. 390 p. La cita de figuras será correlativa. irán en itálica(bastardilla). Dirección Provincial de Minería.L. Código de Estratigrafía.nmnh García H. J.H. Argentina. Blackwell Scientific Publications. Vertebrados Mesozoicos Argentinos. Si en una figura se agrupan varias fotografías éstas deberán tonos y contrastes similares.G. Discusión. G. cuyo texto sigue en el renglón siguiente y los subsidiarios (Ejemplos :localidad.. Todas las figuras deberán tener escala gráfica. Madison (eds. . Elsevier Publishers. Estudio geológico y paleontológico de Bar ra Brava. pp 234-289 López. en la provincia de Salta.Las descripciones sistemáticas y g eológicas deberán ajustarse en un todo a las nor mas de los respectivos Códigos vigentes ( Código de Nomenclatura Botánica/Zoológica. El descubrimiento de un n uevo mineral de titanio. Ed. 1976.).K. T. Acta Geológica Lilloana 24 : 4-8 García. World Wide Web : http://www. Marzo de 2001 Catamarca 285 .T el.: (0381) 4306689 .Este libro fue editado por San Miguel de Tucumán .