La ignimbrita es un tipo de roca volcánica , que consiste en toba endurecida . [1] Las ignimbritas se forman a partir de los depósitos de flujos piroclásticos , que son una suspensión caliente de partículas y gases que fluyen rápidamente desde un volcán , impulsados por ser más densos que la atmósfera circundante. El geólogo neozelandés Patrick Marshall (1869-1950) acuñó el término ignimbrita del latín igni- [fuego] e imbri- [lluvia].
Las ignimbritas están formadas por una mezcla muy mal clasificada de ceniza volcánica (o toba cuando está litificada ) y lapilli de piedra pómez , comúnmente con fragmentos líticos dispersos. La ceniza está compuesta de fragmentos de vidrio y fragmentos de cristal. Las ignimbritas pueden estar sueltas y no consolidadas, o ser rocas litificadas (solidificadas) llamadas lapilli-toba. Cerca de la fuente volcánica, las ignimbritas a menudo contienen acumulaciones gruesas de bloques líticos y, distalmente, muchas muestran acumulaciones de un metro de espesor de cantos rodados de piedra pómez. Las ignimbritas pueden ser blancas, grises, rosadas, beige, marrones o negras según su composición y densidad. Muchas ignimbritas pálidas son dacíticas o riolíticas . Las ignimbritas de color más oscuro pueden ser vidrio volcánico densamente soldado o, con menos frecuencia, de composición máfica .
Se han propuesto dos modelos principales para explicar la deposición de ignimbritas a partir de una corriente de densidad piroclástica: la deposición en masa y los modelos de agradación progresiva.
El modelo en masa fue propuesto por el vulcanólogo Stephen Sparks en 1976. Sparks atribuyó la mala clasificación de las ignimbritas a flujos laminares de muy alta concentración de partículas. Los flujos piroclásticos se concibieron como similares a los flujos de escombros, con un cuerpo que experimenta un flujo laminar y luego se detiene en masa . El flujo se desplazaría como un flujo tapón, con una masa esencialmente no deformable que se desplaza sobre una zona de cizallamiento delgada, y la congelación en masa se produce cuando la tensión impulsora cae por debajo de un cierto nivel. Esto produciría una unidad masiva con una base de gradación inversa.
Existen varios problemas con el modelo en masa . Dado que la ignimbrita es un depósito, sus características no pueden representar completamente el flujo, y el depósito solo puede registrar el proceso de deposición. La zonificación química vertical en las ignimbritas se interpreta como un registro de cambios incrementales en la deposición, y la zonificación rara vez se correlaciona con los límites de la unidad de flujo y puede ocurrir dentro de las unidades de flujo. Se ha postulado que los cambios químicos están registrando una agradación progresiva en la base del flujo a partir de una erupción cuya composición cambia con el tiempo. Para que esto sea así, la base del flujo no puede ser turbulenta . La deposición instantánea de un cuerpo entero de material no es posible porque el desplazamiento del fluido no es posible instantáneamente. Cualquier desplazamiento del fluido movilizaría la parte superior del flujo, y no ocurriría la deposición en masa . El cese instantáneo del flujo causaría compresión y extensión local, que sería evidente en forma de grietas de tensión y empuje a pequeña escala, que no se ve en la mayoría de las ignimbritas. [2]
Una adaptación de la teoría en masa sugiere que la ignimbrita registra una agradación progresiva a partir de una corriente sostenida y que las diferencias observadas entre ignimbritas y dentro de una ignimbrita son el resultado de cambios temporales en la naturaleza del flujo que la depositó. [2]
Las estructuras reomórficas solo se observan en ignimbritas de alto grado. Hay dos tipos de flujo reomórfico: removilización postdeposicional y flujo viscoso de etapa tardía. Si bien actualmente existe un debate en el campo sobre la importancia relativa de cada mecanismo, existe consenso en que ambos mecanismos tienen un efecto. [3] Una variación vertical en la orientación de las estructuras es evidencia contundente en contra de que la removilización postdeposicional sea responsable de la mayoría de las estructuras, pero se necesita realizar más investigación para descubrir si la mayoría de las ignimbritas tienen estas variaciones verticales para poder decir qué proceso es el más común.
Un modelo basado en observaciones en la toba de Wall Mountain en el Monumento Nacional de los Yacimientos Fósiles de Florissant en Colorado sugiere que las estructuras reomórficas como la foliación y los piroclastos se formaron durante un flujo viscoso laminar cuando la corriente de densidad se detiene. Un cambio de flujo de partículas a un fluido viscoso podría causar el rápido enfriamiento en masa en los últimos metros. [4] También se teoriza que la transformación ocurre en una capa límite en la base del flujo y que todos los materiales pasan a través de esta capa durante la deposición. [5]
Otro modelo propuesto es que la corriente de densidad se volvió estacionaria antes de que se formaran las estructuras reomórficas. [6] Estructuras como la foliación generalizada son resultado de la compactación de la carga, y otras estructuras son el resultado de la removilización por la carga y la deposición en una topografía inclinada. La toba depositada en Wagontire Mountain en Oregon y Bishop Tuff en California muestra evidencia de flujo viscoso en etapa tardía. Estas tobas tienen una química similar y, por lo tanto, deben haber experimentado el mismo proceso de compactación para tener la misma foliación.
La toba verde de Pantelleria contiene estructuras reomórficas que se consideran resultado de una removilización postdeposicional, ya que en ese momento se creía que la toba verde era un depósito de caída que no tiene transporte lateral. [7] Las similitudes entre las estructuras de la toba verde y las ignimbritas de Gran Canaria sugieren una removilización postdeposicional. Esta interpretación de la deposición de la toba verde ha sido cuestionada, sugiriendo que se trata de una ignimbrita, y que estructuras como la fiamme imbricada , observada en la toba verde, fueron el resultado de un flujo viscoso primario de etapa tardía. [8] Las estructuras similares observadas en Gran Canaria se habían interpretado como un flujo sindeposicional. [7]
Los pliegues de envoltura y otras estructuras reomórficas pueden ser el resultado de una única etapa de cizallamiento. El cizallamiento posiblemente se produjo cuando la corriente de densidad pasó sobre el depósito en formación. Las variaciones verticales en las orientaciones de los pliegues de envoltura son evidencia de que el reomorfismo y la soldadura pueden ocurrir sin-deposición. [9] Se ha cuestionado que el cizallamiento entre la corriente de densidad y el depósito en formación sea lo suficientemente significativo como para causar todas las estructuras reomórficas observadas en las ignimbritas, aunque el cizallamiento podría ser responsable de algunas de las estructuras, como la fiama imbricada. [10]
La ignimbrita se compone principalmente de una matriz de ceniza volcánica ( tefra ), que está compuesta de fragmentos de vidrio volcánico, fragmentos de piedra pómez y cristales. Los fragmentos de cristal suelen ser destruidos por la erupción explosiva. [11] La mayoría son fenocristales que crecieron en el magma, pero algunos pueden ser cristales exóticos como xenocristales , derivados de otros magmas, rocas ígneas o de rocas del país .
La matriz de cenizas suele contener cantidades variables de fragmentos de roca del tamaño de un guisante o un guijarro, denominados inclusiones líticas. En su mayoría, son fragmentos de escombros volcánicos solidificados más antiguos arrastrados desde las paredes de los conductos o desde la superficie terrestre. Con menos frecuencia, los clastos son material afín de la cámara de magma.
Si las partículas de una ignimbrita están lo suficientemente calientes cuando se depositan, pueden soldarse entre sí y el depósito se transforma en una "ignimbrita soldada", hecha de toba lapilli eutaxítica . Cuando esto sucede, los lapilli de piedra pómez se aplanan y aparecen en las superficies de las rocas como formas de lentes oscuras, conocidas como fiamme . La ignimbrita intensamente soldada puede tener zonas vítreas cerca de la base y la parte superior, llamadas "vitrofíros" inferiores y superiores, pero las partes centrales son microcristalinas ("litoideas").
La mineralogía de una ignimbrita está controlada principalmente por la química del magma fuente.
La gama típica de fenocristales en las ignimbritas son biotita, cuarzo, sanidina u otro feldespato alcalino , ocasionalmente hornblenda , raramente piroxeno y en el caso de las tobas de fonolita , los minerales feldespatoides como la nefelina y la leucita .
Comúnmente, en la mayoría de las ignimbritas félsicas, los polimorfos de cuarzo cristobalita y tridimita se encuentran generalmente dentro de las tobas soldadas y brechas . En la mayoría de los casos, parece que estos polimorfos de cuarzo de alta temperatura se produjeron después de la erupción como parte de una alteración posteruptiva autógena en alguna forma metaestable. Por lo tanto, aunque la tridimita y la cristobalita son minerales comunes en las ignimbritas, es posible que no sean minerales magmáticos primarios.
La mayoría de las ignimbritas son silícicas, con generalmente más del 65% de SiO 2 . La química de las ignimbritas, como todas las rocas félsicas, y la mineralogía resultante de las poblaciones de fenocristales dentro de ellas, está relacionada principalmente con los contenidos variables de sodio, potasio, calcio y cantidades menores de hierro y magnesio. [12]
Algunas ignimbritas raras son andesíticas, e incluso pueden formarse a partir de basalto saturado volátil , donde la ignimbrita tendría la geoquímica de un basalto normal.
Las ignimbritas calientes de gran tamaño pueden generar algún tipo de actividad hidrotermal , ya que tienden a cubrir el suelo húmedo y enterrar los cursos de agua y los ríos. El agua de dichos sustratos saldrá del manto de ignimbrita en fumarolas , géiseres y similares, un proceso que puede llevar varios años, por ejemplo, después de la erupción de la toba de Novarupta . En el proceso de evaporación de esta agua, la capa de ignimbrita puede llegar a metasomatizarse (alterarse). Esto tiende a formar chimeneas y bolsas de roca alterada con caolín .
La soldadura es una forma común de alteración de la ignimbrita. Existen dos tipos de soldadura, primaria y secundaria. Si la corriente de densidad es lo suficientemente caliente, las partículas se aglutinarán y soldarán en la superficie de sedimentación para formar un fluido viscoso; esto es soldadura primaria. Si durante el transporte y la deposición la temperatura es baja, entonces las partículas no se aglutinarán ni soldarán, aunque la soldadura puede ocurrir más tarde si la compactación u otros factores reducen la temperatura mínima de soldadura por debajo de la temperatura de las partículas vítreas; esto es soldadura secundaria. Esta soldadura secundaria es la más común y sugiere que la temperatura de la mayoría de las corrientes de densidad piroclásticas está por debajo del punto de ablandamiento de las partículas. [5]
El factor que determina si una ignimbrita tiene soldadura primaria, soldadura secundaria o no tiene soldadura es objeto de debate:
Los paisajes formados por erosión en ignimbritas endurecidas pueden ser notablemente similares a los formados en rocas graníticas . En Sierra de Lihuel Calel, Provincia de La Pampa , Argentina, se pueden observar varias formas de relieve típicas de granitos en ignimbritas. Estas formas de relieve son inselbergs , pendientes ensanchadas , domos , protuberancias , tors , tafonis y gnammas . [15] Además, al igual que en los paisajes graníticos, las formas de relieve en las ignimbritas pueden estar influenciadas por sistemas de diaclasas . [15]
Las ignimbritas se encuentran en todo el mundo asociadas con muchas provincias volcánicas que tienen magma con alto contenido de sílice y las erupciones explosivas resultantes.
La ignimbrita se encuentra con mucha frecuencia en la región inferior de Hunter , en el estado australiano de Nueva Gales del Sur . La ignimbrita extraída en la región de Hunter en lugares como Martins Creek, Brandy Hill, Seaham ( Boral ) y en la cantera abandonada de Raymond Terrace es una roca de sedimentación volcánica de la era Carbonífera (280-345 millones de años). Tuvo un origen extremadamente violento. Este material se acumuló hasta una profundidad considerable y debe haber tardado años en enfriarse por completo. En el proceso, los materiales que componían esta mezcla se fusionaron para formar una roca muy resistente de densidad media.
La ignimbrita también se encuentra en la región de Coromandel en Nueva Zelanda , donde los llamativos acantilados de ignimbrita de color marrón anaranjado forman una característica distintiva del paisaje. La cercana zona volcánica de Taupō está cubierta de extensas capas planas de ignimbrita que brotaron de los volcanes de caldera durante el Pleistoceno y el Holoceno. Los acantilados de ignimbrita expuestos en Hinuera (Waikato) marcan los bordes del antiguo curso del río Waikato que fluía a través del valle antes de la última gran erupción de Taupō hace 1.800 años (la erupción de Hatepe ). Los acantilados del oeste se extraen para obtener bloques de piedra Hinuera, el nombre que se le da a la ignimbrita soldada que se usa para revestimientos de edificios. La piedra es de color gris claro con rastros de verde y es ligeramente porosa.
Enormes depósitos de ignimbrita forman grandes partes de la Sierra Madre Occidental en el oeste de México. En el oeste de los Estados Unidos , se encuentran depósitos masivos de ignimbrita de hasta varios cientos de metros de espesor en la provincia de Basin and Range , principalmente en Nevada , el oeste de Utah , el sur de Arizona y el centro-norte y sur de Nuevo México , y la llanura del río Snake . El magmatismo en la provincia de Basin and Range incluyó un brote masivo de ignimbrita que comenzó hace unos 40 millones de años y terminó en gran parte hace 25 millones de años: el magmatismo siguió al final de la orogenia Laramide , cuando se produjo deformación y magmatismo muy al este del límite de la placa. Las erupciones adicionales de ignimbrita continuaron en Nevada hasta hace aproximadamente 14 millones de años. Las erupciones individuales fueron a menudo enormes, a veces de hasta miles de kilómetros cúbicos de volumen, lo que les dio un índice de explosividad volcánica de 8, comparable a las erupciones de la caldera de Yellowstone y el lago Toba .
Las sucesiones de ignimbritas constituyen una gran parte de las rocas post-erosivas en las islas de Tenerife y Gran Canaria .
El depósito de Yucca Mountain , una instalación de almacenamiento terminal del Departamento de Energía de EE. UU. para reactores nucleares usados y otros desechos radiactivos, se encuentra en un depósito de ignimbrita y toba.
La estratificación de ignimbritas se utiliza cuando se trabaja la piedra, ya que a veces se divide en losas convenientes, útiles para losas y en paisajismo de bordes de jardines.
En la región Hunter de Nueva Gales del Sur, la ignimbrita sirve como un excelente agregado o " metal azul " para pavimentaciones y construcciones de carreteras.