El enquistamiento magmático se produce cuando los magmas basálticos quedan atrapados durante su ascenso a la superficie en la discontinuidad de Mohorovičić o dentro de la corteza . [1] El atrapamiento (o 'bloqueo') de los magmas dentro de la corteza se produce debido a la diferencia en densidades relativas entre el magma ascendente y la roca circundante. El enquistamiento magmático puede ser responsable del engrosamiento de la corteza cuando el magma se enfría. [1] Los estudios sísmicos geofísicos (así como la petrología ígnea y la geoquímica ) utilizan las diferencias en densidades para identificar el enquistamiento que se produce en profundidad. [1]
La subcapa magmática se ha identificado utilizando múltiples técnicas que no son específicas del área en la que se utilizan. La geoquímica permite a los geólogos determinar los niveles de asociación entre las unidades ígneas: en la provincia Karoo del sur de África, se produjeron grandes volúmenes de riolita a lo largo del margen continental a partir de fundidos con composiciones inicialmente basálticas. Los xenolitos de material del manto pueden contener información sobre la fuente última de un magma, así como revelar heterogeneidades dentro de la mezcla de magma y la asimilación de magmas hospedantes en profundidad. [2] El fraccionamiento del gabro permite a los geólogos determinar la masa más pequeña posible de material oculto. Los estudios de geomorfología en la provincia Karoo han identificado un levantamiento regional, [1] asociado con la subcapa y el consiguiente engrosamiento de la corteza.
Los estudios sísmicos de la corteza en profundidad han sido de gran ayuda para identificar la subcapa magmática, pero sin muestras directas para examinar, puede ser problemático para los geólogos ponerse de acuerdo sobre la fuente de una anomalía. Los estudios sísmicos de las islas Laquedivas en el océano Índico revelaron una capa de corteza engrosada de alta velocidad entre 16 y 24 km por debajo de la superficie; [3] estos fueron corroborados con trabajos tomográficos en el cercano distrito de Kutch , que identificaron un gran cuerpo máfico en profundidad, cerca del manto. [4] El modelado gravitacional también encontró un cuerpo intrusivo máfico en la corteza inferior en la grieta de Kachchh [5]
Sin embargo, los estudios tomográficos realizados en Noruega para identificar la fuente de la corteza engrosada localmente encontraron espesores desiguales restringidos por varios lineamientos . [6] La morfología de la corteza inferior no se identificó de manera concluyente como una subcapa magmática y, de hecho, puede ser los restos de la raíz caledonia . [6]
La proximidad a grandes provincias ígneas también puede ser útil para identificar la subcapa magmática. Las áreas no solidificadas de subcapa magmática (una cámara de magma ) pueden alimentar magma a los volcanes. En las Trampas Rajmahal , hay una capa ígnea de 10 a 15 km de espesor en la base de la corteza debajo de esta área. El espesor de la capa es diferente en varias partes del área; es en el centro, donde el espesor es mayor, donde es posible que el magma esté siendo alimentado a las Trampas Rajmahal de arriba. [7] La presencia de subcapa también se encuentra en el rift de Cambay en el rango de profundidad de 25 y 31 km a través del modelado gravitacional. [8]
En las Islas Británicas , la denudación ( Paleógeno ) está vinculada con la subcapa magmática. Se ha demostrado que la longitud de onda y la amplitud de la denudación pueden determinarse por la densidad y la distribución de la subcapa en un área determinada. El modelado de datos generados por estudios de las Islas Británicas muestra que una gran cantidad de material de alta velocidad ocurre alrededor de la discontinuidad de Mohorovičić bajo el Mar de Irlanda . [9] El levantamiento epeirogénico es una forma de levantamiento de longitud de onda larga y se divide en dos categorías separadas, que es transitorio y permanente. El levantamiento epeirogénico permanente posiblemente se produce principalmente por la subcapa magmática, [10] mientras que el levantamiento transitorio está más involucrado con la convección del manto . [9] La subcapa magmática es importante para causar un levantamiento epeirogénico rápido en ciertas áreas. Se ha argumentado que la mayor denudación ocurrió en el Paleógeno debido a registros de deposición clástica en cuencas sedimentarias . Algunas de estas cuencas sedimentarias incluyen la cuenca del Mar del Norte y la cuenca Porcupine, frente a la costa sudoeste de Irlanda. También se ha sostenido que la denudación del Paleógeno fue causada principalmente por la subcapa magmática. [9]
Se han realizado estudios sobre el fenómeno de la subcapa magmática en varias áreas alrededor del mundo. En el norte de Italia, se estudiaron los efectos de la subcapa magmática a lo largo de una travesía a través de la Zona Strona-Ceneri y la Zona Ivrea Verbano. Los estudios incluyeron un método de modelado térmico que dividió la sección transversal en tres secciones diferentes: la corteza superior, la corteza inferior y el manto superior . El modelo mostró múltiples intrusiones magmáticas que se extendieron a lo largo del tiempo, lo que resultó en el calentamiento de la corteza inferior causando metamorfismo y anatexis , e incluso logró calentar moderadamente la parte superior de la corteza inferior. [11] Los resultados también mostraron que el calentamiento final comenzó al mismo tiempo que la extensión en los niveles de la corteza más superficiales, mientras que en las partes más profundas, la extensión ocurrió más tarde que el pico térmico del metamorfismo. [11] También se demostró que la subcapa magmática durante un período de tiempo de aproximadamente treinta millones de años fue lo suficientemente fuerte como para borrar toda la historia tectono - metamórfica en la Zona Ivera Verbano. Esta información se conservó en la zona Strona-Ceneri porque las áreas en la corteza superior no se vieron tan afectadas. [11] Se han realizado otras investigaciones en el distrito de Kutch en el noroeste de la India. Se concluyó que el levantamiento que ocurrió en el área se debió a intrusiones de magma en la parte inferior de la corteza. Este levantamiento se produjo debido a dos procesos separados. Uno de estos procesos se debe a la subcapa magmática, mientras que el otro involucra solo isostasia . La investigación ha demostrado que durante la etapa oxfordiana ocurrió un evento transgresivo máximo que fue seguido por la deposición de esquisto y arenisca . Es posible que las unidades inferiores puedan representar una disminución en el nivel del mar; el mar comenzó a retirarse debido al levantamiento relacionado con la subcapa magmática. [4]
La subcapa es la acumulación de masas fundidas parciales en la base de la corteza donde una placa oceánica se está subduciendo bajo la corteza continental . La subcapa es el resultado de la producción de masas fundidas parciales en la cuña del manto por encima de una placa en subducción . La fusión parcial es inducida por una disminución de la temperatura de fusión, el solidus , por la entrada de agua y otros volátiles suministrados por las transiciones de fase en la placa en subducción . Cuando la masa fundida parcial flotante sube hacia arriba a través del manto , generalmente se detendrá en la base de la corteza y se estancará allí. Esto se debe a que la corteza suele ser menos densa que el magma subyacente , y este es el punto en el que el magma ascendente alcanza un nivel de flotabilidad neutra.
El material fundido en evolución permanecerá allí hasta que se fraccione lo suficiente (a través de procesos de fusión-asimilación-almacenamiento-homogeneización (MASH)) para que el material fundido restante sea menos denso que la roca circundante; luego, el material fundido continuará hacia arriba en la corteza, dejando atrás los minerales máficos más pesados que se cristalizaron durante la cristalización fraccionada . El conjunto de minerales que quedan atrás son típicamente máficos o ultramáficos y son responsables de la anomalía sísmica observada que indica material subyacente.