En geología , una intrusión ígnea (o cuerpo intrusivo [1] o simplemente intrusión [2] ) es un cuerpo de roca ígnea intrusiva que se forma por cristalización de magma que se enfría lentamente debajo de la superficie de la Tierra . Las intrusiones tienen una amplia variedad de formas y composiciones, ilustradas por ejemplos como Palisades Sill de Nueva York y Nueva Jersey ; [3] las montañas Henry de Utah ; [4] el complejo ígneo Bushveld de Sudáfrica ; [5] Shiprock en Nuevo México ; [6] la intrusión Ardnamurchan en Escocia; [7] y el batolito de Sierra Nevada de California . [8]
Debido a que la roca sólida del terreno en el que se introduce el magma es un excelente aislante , el enfriamiento del magma es extremadamente lento y la roca ígnea intrusiva es de grano grueso ( fanerítica ). Las rocas ígneas intrusivas se clasifican por separado de las rocas ígneas extrusivas , generalmente sobre la base de su contenido mineral . Las cantidades relativas de cuarzo , feldespato alcalino , plagioclasa y feldespatoides son particularmente importantes para clasificar las rocas ígneas intrusivas. [9] [10]
Las intrusiones deben desplazar la roca del terreno existente para dejar espacio para ellas mismas. La cuestión de cómo se produce esto se denomina el problema de la sala y sigue siendo un tema de investigación activa para muchos tipos de intrusiones. [11]
El término plutón está mal definido, [12] pero se ha utilizado para describir una intrusión situada a gran profundidad; [13] como sinónimo de todas las intrusiones ígneas; [14] como una categoría de basurero para intrusiones cuyo tamaño o carácter no están bien determinados; [15] o como nombre para una intrusión muy grande [16] o para una cámara de magma cristalizada . [17] Un plutón que se ha intruido y ha oscurecido el contacto entre un terreno y una roca adyacente se denomina plutón de costura .
Las intrusiones se dividen en general en intrusiones discordantes , que atraviesan la estructura existente de la roca del país, e intrusiones concordantes que se introducen en paralelo a la estratificación o tejido existente . [18] Estas se clasifican además según criterios como el tamaño, el modo de origen evidente o si tienen forma tabular. [1] [2]
Una suite intrusiva es un grupo de intrusiones relacionadas en el tiempo y el espacio. [19] [20] [21]
Los diques son intrusiones discordantes tabulares, que toman la forma de láminas que cortan a través de lechos de roca existentes. [22] Suelen resistir la erosión, por lo que se destacan como paredes naturales en el paisaje. Varían en espesor desde películas de un milímetro de espesor hasta más de 300 metros (980 pies) y una lámina individual puede tener un área de 12.000 kilómetros cuadrados (4.600 millas cuadradas). También varían ampliamente en composición. Los diques se forman por fracturación hidráulica de la roca del terreno por magma bajo presión, [23] y son más comunes en regiones de tensión cortical . [24]
Los diques anulares [25] y las láminas cónicas son diques con formas particulares que están asociadas con la formación de calderas . [26]
Los cuellos volcánicos son conductos de alimentación de volcanes que han quedado expuestos por la erosión . Las exposiciones superficiales suelen ser cilíndricas, pero la intrusión suele adquirir forma elíptica o incluso de trébol en profundidad. Los diques suelen irradiar desde un cuello volcánico, lo que sugiere que los cuellos tienden a formarse en las intersecciones de los diques donde el paso del magma está menos obstruido. [11]
Las diatremas y los tubos de brecha son cuerpos de brecha con forma de tubo que se forman por tipos particulares de erupciones explosivas . [27] Cuando han alcanzado la superficie, son realmente extrusiones, pero el material que no ha erupcionado es una intrusión y, de hecho, debido a la erosión, puede ser difícil distinguirlo de una intrusión que nunca llegó a la superficie cuando se formó magma/lava. El material de la raíz de una diatrema es idéntico al material intrusivo cercano, si existe, que nunca llegó a la superficie cuando se formó.
Un stock es una intrusión discordante no tabular cuya exposición cubre menos de 100 kilómetros cuadrados (39 millas cuadradas). Aunque esto parece arbitrario, en particular porque la exposición puede ser solo la punta de un cuerpo intrusivo más grande, la clasificación es significativa para cuerpos que no cambian mucho en área con la profundidad y que tienen otras características que sugieren un origen distintivo y un modo de emplazamiento. [28]
Los batolitos son intrusiones discordantes con un área expuesta mayor a 100 kilómetros cuadrados (39 millas cuadradas). Algunos son de un tamaño verdaderamente enorme, y sus contactos inferiores rara vez están expuestos. Por ejemplo, el Batolito Costero de Perú tiene 1.100 kilómetros (680 millas) de largo y 50 kilómetros (31 millas) de ancho. Por lo general se forman a partir de magma rico en sílice , y nunca de gabro u otra roca rica en minerales máficos, pero algunos batolitos están compuestos casi en su totalidad de anortosita . [29]
Un umbral es una intrusión tabular concordante, que generalmente adopta la forma de una lámina paralela a los lechos sedimentarios. Por lo demás, son similares a los diques. La mayoría son de composición máfica , relativamente bajos en sílice, lo que les da la baja viscosidad necesaria para penetrar entre los lechos sedimentarios. [23]
Un lacolito es una intrusión concordante con una base plana y un techo abovedado. Los lacolitos suelen formarse a poca profundidad, a menos de 3 kilómetros (1,9 mi), [30] y en regiones de compresión de la corteza. [24]
Los lopolitos son intrusiones concordantes con forma de platillo, que se asemejan un poco a un lacolito invertido, pero pueden ser mucho más grandes y formarse por procesos diferentes. Su inmenso tamaño promueve un enfriamiento muy lento, y esto produce una segregación mineral inusualmente completa llamada intrusión estratificada . [31]
La fuente última del magma es la fusión parcial de la roca del manto superior y la corteza inferior . Esto produce un magma que es menos denso que su roca de origen. Por ejemplo, un magma granítico, que es rico en sílice, tiene una densidad de 2,4 Mg/m 3 , mucho menor que los 2,8 Mg/m 3 de la roca metamórfica de alto grado. Esto le da al magma una tremenda flotabilidad, de modo que el ascenso del magma es inevitable una vez que se ha acumulado suficiente magma. Sin embargo, la cuestión de exactamente cuántas grandes cantidades de magma son capaces de empujar a un lado la roca del terreno para hacer espacio para sí mismas (el problema del espacio ) es todavía un tema de investigación. [11]
La composición del magma y de la roca madre y las tensiones que afectan a la roca madre influyen fuertemente en los tipos de intrusiones que tienen lugar. Por ejemplo, cuando la corteza está en proceso de extensión, el magma puede ascender fácilmente hacia fracturas tensionales en la corteza superior para formar diques. [11] Cuando la corteza está bajo compresión, el magma a poca profundidad tenderá a formar lacolitos en cambio, y el magma penetrará en los estratos menos competentes, como los estratos de esquisto. [24] Los diques anulares y las capas cónicas se forman solo a poca profundidad, donde un tapón de roca madre suprayacente puede elevarse o descender. [32] Los inmensos volúmenes de magma involucrados en los batolitos pueden abrirse paso hacia arriba solo cuando el magma es altamente silícico y flotante, y es probable que lo hagan como diapiros en la corteza profunda dúctil y a través de una variedad de otros mecanismos en la corteza superior frágil. [33]
Las intrusiones ígneas pueden formarse a partir de un único evento magmático o de varios eventos incrementales. Evidencias recientes sugieren que la formación incremental es más común en el caso de intrusiones grandes. [34] [35] Por ejemplo, el Palisades Sill nunca fue un único cuerpo de magma de 300 metros (980 pies) de espesor, sino que se formó a partir de múltiples inyecciones de magma. [36] Un cuerpo intrusivo se describe como múltiple cuando se forma a partir de inyecciones repetidas de magma de composición similar, y como compuesto cuando se forma a partir de inyecciones repetidas de magma de composición diferente. Un dique compuesto puede incluir rocas tan diferentes como granofiro y diabasa . [37]
Si bien a menudo hay poca evidencia visual de múltiples inyecciones en el campo, existe evidencia geoquímica. [38] La zonificación de circón proporciona evidencia importante para determinar si un solo evento magmático o una serie de inyecciones fueron los métodos de emplazamiento.
Las grandes intrusiones félsicas probablemente se forman a partir de la fusión de la corteza inferior que se ha calentado por una intrusión de magma máfico del manto superior. Las diferentes densidades del magma félsico y máfico limitan la mezcla, de modo que el magma silícico flota sobre el magma máfico. Esta mezcla limitada que se produce da como resultado las pequeñas inclusiones de roca máfica que se encuentran comúnmente en los granitos y granodioritas. [39]
Una intrusión de magma pierde calor hacia la roca circundante a través de la conducción térmica. Cerca del contacto de material caliente con material frío, si el material caliente tiene inicialmente una temperatura uniforme, el perfil de temperatura a lo largo del contacto viene dado por la relación
donde es la temperatura inicial del material caliente, k es la difusividad térmica (normalmente cercana a 10 −6 m 2 s −1 para la mayoría de los materiales geológicos), x es la distancia desde el contacto y t es el tiempo transcurrido desde la intrusión. Esta fórmula sugiere que el magma cercano al contacto se enfriará rápidamente mientras que la roca del país cercana al contacto se calentará rápidamente, mientras que el material más alejado del contacto será mucho más lento en enfriarse o calentarse. [40] Por lo tanto, a menudo se encuentra un margen enfriado en el lado de la intrusión del contacto, [41] mientras que se encuentra una aureola de contacto en el lado de la roca del país. El margen enfriado tiene un grano mucho más fino que la mayor parte de la intrusión y puede ser diferente en composición, lo que refleja la composición inicial de la intrusión antes de que la cristalización fraccionada, la asimilación de la roca del país o las inyecciones magmáticas posteriores modificaran la composición del resto de la intrusión. [42] Las isotermas (superficies de temperatura constante) se propagan desde el margen según una ley de raíz cuadrada, [40] de modo que si el metro más externo del magma tarda diez años en enfriarse a una temperatura dada, el siguiente metro más interno tardará 40 años, el siguiente tardará 90 años, y así sucesivamente.
Esta es una idealización, y procesos como la convección de magma (donde el magma enfriado junto al contacto se hunde hasta el fondo de la cámara de magma y el magma más caliente toma su lugar) pueden alterar el proceso de enfriamiento, reduciendo el espesor de los márgenes enfriados mientras aceleran el enfriamiento de la intrusión en su conjunto. [43] Sin embargo, está claro que los diques delgados se enfriarán mucho más rápido que las intrusiones más grandes, lo que explica por qué las intrusiones pequeñas cerca de la superficie (donde la roca del país está inicialmente fría) a menudo son casi tan finas como la roca volcánica.
Las características estructurales del contacto entre la intrusión y la roca madre dan pistas sobre las condiciones en las que se produjo la intrusión. Las intrusiones catazonales tienen una aureola gruesa que se adentra gradualmente en el cuerpo intrusivo sin un margen afilado, lo que indica una reacción química considerable entre la intrusión y la roca madre, y a menudo tienen amplias zonas de migmatitas . Las foliaciones en la intrusión y la roca madre circundante son aproximadamente paralelas, con indicaciones de una deformación extrema en la roca madre. Se interpreta que estas intrusiones se produjeron a gran profundidad. Las intrusiones mesozonales tienen un grado mucho menor de metamorfismo en sus aureolas de contacto, y el contacto entre la roca madre y la intrusión es claramente discernible. Las migmatitas son raras y la deformación de la roca madre es moderada. Se interpreta que estas intrusiones se producen a profundidad media. Las intrusiones epizonales son discordantes con la roca madre y tienen contactos afilados con márgenes enfriados, con solo un metamorfismo limitado en una aureola de contacto, y a menudo contienen fragmentos xenolíticos de roca madre que sugieren fracturamiento frágil. Se interpreta que estas intrusiones ocurren a poca profundidad y suelen estar asociadas con rocas volcánicas y estructuras colapsadas. [44]
Una intrusión no cristaliza todos los minerales a la vez; más bien, hay una secuencia de cristalización que se refleja en la serie de reacciones de Bowen . Los cristales formados al principio del enfriamiento son generalmente más densos que el magma restante y pueden asentarse en el fondo de un gran cuerpo intrusivo. Esto forma una capa acumulada con una textura y composición distintivas. [45] Estas capas acumuladas pueden contener valiosos depósitos minerales de cromita . [46] [47] El vasto complejo ígneo Bushveld de Sudáfrica incluye capas acumuladas del raro tipo de roca, cromitita, compuesta en un 90% de cromita, [48]
