Los sistemas de tuberías volcánicas e ígneas (VIPS) consisten en canales y cámaras de magma interconectados a través de los cuales el magma fluye y se almacena dentro de la corteza terrestre . [1] Los sistemas de tuberías volcánicas se pueden encontrar en todos los entornos tectónicos activos , como las dorsales mediooceánicas , las zonas de subducción y las plumas del manto , cuando se transportan los magmas generados en la litosfera continental , la litosfera oceánica y en el manto sublitosférico . El magma se genera primero por fusión parcial , seguida de la segregación y extracción de la roca fuente para separar la masa fundida del sólido. [1] A medida que el magma se propaga hacia arriba, se desarrolla una red autoorganizada de canales de magma, que transporta la masa fundida desde la corteza inferior a las regiones superiores. [1] Los mecanismos de ascenso canalizado incluyen la formación de diques [3] y fracturas dúctiles que transportan la masa fundida en conductos . [4] Para el transporte a granel, los diapiros transportan un gran volumen de masa fundida y ascenso a través de la corteza. [5] Cuando el magma deja de ascender, o cuando se detiene el suministro de magma, se produce el emplazamiento del magma . [2] Diferentes mecanismos de emplazamiento dan lugar a diferentes estructuras, entre las que se incluyen plutones , sills , lacolitos y lopolitos . [4]
La fusión parcial es el primer paso para generar magma y el magma es la base de VIPS. Después de que se genera el magma, viajará a través de la corteza y conducirá a la formación de conductos y cámaras de magma. En la corteza continental , la fusión parcial ocurre cuando una parte de la roca sólida se funde en magma félsico . [4] Las rocas en la corteza inferior y el manto superior están sujetas a fusión parcial. La tasa de fusión parcial y la composición de silicato fundido resultante dependen de la temperatura, la presión, la adición de fundente (agua, volátiles ) y la composición de la roca fuente. [4] En la corteza oceánica , la fusión por descompresión de los materiales del manto forma magma basáltico . Cuando los materiales del manto se elevan, la presión disminuye en gran medida, lo que reduce significativamente el punto de fusión de la roca. [1]
Una vez generado el magma, este migrará fuera de su región de origen mediante el proceso de segregación y extracción de magma. Estos procesos definen la composición resultante del magma. Dependiendo de la eficiencia de la segregación y extracción, habrá diferentes estructuras de los sistemas de tuberías volcánicas e ígneas. [6]
La segregación de la masa fundida es el proceso de separación de la masa fundida de su roca de origen. Después de que la masa fundida rica en sílice se genera por fusión parcial, la segregación de la masa fundida se logra por la compactación gravitacional de la roca de origen. [6] Provoca la compresión de la masa fundida a través de los poros y las masas fundidas se producen en los límites de grano . [6] Cuando las gotas de masa fundida continúan acumulándose y la proporción de masa fundida continúa aumentando, tienden a juntarse como charcos de masa fundida. [7] La interconectividad de la masa fundida determina si se puede extraer la masa fundida y cuándo. [7] Cuando el porcentaje de masa fundida en la roca de origen se acerca al primer umbral de percolación en el 7%, la masa fundida comienza a migrar. [8] En este punto, el 80% de los límites de grano están fundidos y la roca se vuelve muy débil. [8] A medida que avanza la fusión y la masa fundida continúa acumulándose, alcanza el segundo umbral de percolación en un porcentaje de masa fundida del 26% al 30%. [9] La matriz de la roca de origen comenzará a descomponerse y la masa fundida comenzará a extraerse. [4]
Una vez que el material fundido se separa del sólido, se lleva a cabo la extracción del material fundido. La velocidad de extracción del magma depende de la distribución espacial y de la interconectividad de la red de canales de magma desarrollada a partir de su roca fuente. [1] Existen dos extremos de la extracción del material fundido: el material fundido se puede extraer en pulsos si el desarrollo de los canales de magma es rápido y la red está altamente interconectada, o el material fundido se puede drenar constantemente de la fuente si los canales de magma se desarrollan de manera continua y constante . [10]
Además, la extracción de magma controla la composición química del material fundido, la cantidad de magma transportado por los diques y, en consecuencia, el flujo de volumen de magma hacia los plutones . [1] Estos, en última instancia, controlarán la estructura general de los VIPS, como la formación de diques y plutones. [1]
Por ejemplo, si los canales de magma no están bien conectados, la fuente puede no drenarse con éxito y los diques pueden congelarse antes de propagarse lo suficiente para alimentar a los plutones. [4] Si la roca fuente no pudo iniciar el ascenso del dique con suficiente material fundido, la roca fuente puede permanecer sin drenar, favoreciendo el ascenso diapírico de la roca fuente. [4]
Cuando hay suficiente acumulación de material fundido, el magma en la fuente migrará desde la fuente al nivel más superficial de la corteza a través de conductos de magma para alimentar y formar diferentes reservorios y estructuras de magma en VIPS. [4] La flotabilidad del magma es la principal fuerza impulsora de todos los tipos de mecanismos de transporte. [4]
Un diapiro se forma cuando una masa de magma flotante, caliente y dúctil asciende a una capa litosférica superior. [11] El diapirismo se considera el principal mecanismo de transporte de magma en la corteza inferior a media [2] y es uno de los mecanismos de transporte viables tanto para magmas félsicos como máficos . [11]
El proceso de diapirismo sólo comienza cuando hay suficiente volumen de material fundido acumulado en la región de origen. [1] Cuando se genera una masa de material fundido en la región de origen y está a punto de ascender, la distorsión provoca inestabilidades periódicas de Rayleigh-Taylor en la interfaz del material fundido y la roca circundante como resultado de la diferencia de densidad . [12] [5] Como el material fundido es menos denso que la roca circundante, las inestabilidades de Rayleigh-Taylor crecerán y se amplificarán, y eventualmente se convertirán en diapiros . [5]
Los modelos numéricos y los experimentos de laboratorio demuestran que si el material fundido ascendente es menos viscoso que la roca circundante , se formará un diapiro de forma esférica conectado a un tallo, que se llama diapiro de Stokes . [12] [5] El diapirismo de Stokes es un mecanismo viable preferiblemente para el ascenso de cuerpos de magma masivos en una corteza débil y dúctil. [4] Es probable que los diapiros pequeños se congelen en el medio del ascenso debido a la pérdida de calor y la solidificación . [13]
Estudios recientes han demostrado que un modelo híbrido de dique-diapiro puede ser un mecanismo más realista de formación de diapiros. [14] La simulación numérica del par dique-diapiro muestra que puede desarrollarse una zona pseudo -dique en la parte superior del diapiro a medida que se propaga, lo que es esencial para ablandar las rocas del techo y permitir que el diapiro ascienda. [14] También demuestra que la inyección episódica de magma es crucial para mantener la temperatura del sistema de diapiro y evitar que se congele. [14]
Los diapiros también se pueden clasificar en diapiros de corteza y de manto. Los diapiros de corteza se forman acentuados desde la corteza inferior debido a la fusión parcial. [11] Por otro lado, el diapiro de manto se forma en el manto y finalmente asciende a través del MOHO o por debajo de la corteza inferior para proporcionar calor para la fusión parcial. [11]
Los diques son fracturas verticales a subverticales llenas de magma que cortan capas y conectan la roca fuente con la cámara de magma , los umbrales y eventualmente pueden llegar a la superficie. [15]
El transporte de magma en diques es causado por la flotabilidad del magma, y también por la presión del yacimiento si está conectado a la roca madre. [4] Los diques transportan magma a una velocidad mayor que los diapiros porque los diques suelen estar en una red extendida de canales estrechos que tienen una gran superficie . [4] Sin embargo, la gran superficie implica que la cristalización del magma es más fácil de producir. Por lo tanto, algunos diques pueden ascender a la superficie, pero la mayoría de ellos terminan en profundidad debido a la solidificación de un bloqueo de la capa rígida. [16]
Hay dos tipos de diques: los enjambres de diques regionales que se originan a partir de una fuente de magma profunda y los enjambres de láminas locales que se originan a partir de un depósito de magma poco profundo . [17] Los enjambres de diques regionales suelen ser alargados, mientras que los enjambres de láminas locales son inclinados y circulares, también conocidos como diques anulares . [17]
La geometría del dique está relacionada con el campo de tensiones y la distribución de fallas y diaclasas preexistentes en la roca del terreno . [17] [15] Por lo tanto, un entorno tectónico extensional favorece la formación de diques . [15]
Las fracturas dúctiles se forman por el deslizamiento de la roca en el que la recristalización dúctil produce pequeños huecos que conectan y finalmente fracturan la roca. [18] Las fracturas dúctiles se pueden encontrar en la corteza más profunda, a medida que el modo de deformación se transforma de frágil a dúctil. [18] Las fracturas dúctiles están asociadas con conductos de magma en la región más profunda de la corteza. [18]
Las zonas de falla y cizallamiento actúan como líneas de debilidad para que el magma fluya y se transporte a niveles superiores. La deformación regional puede dar lugar a los tres tipos principales de fallas, que incluyen fallas normales , fallas inversas y fallas de desgarre . [19] En particular, una falla transpresional que corta a través de capas está relacionada con el transporte y ascenso del magma al crear espacio para su emplazamiento. [19]
Cuando el magma deja de ascender, la congelación de los cuerpos de magma o la detención del suministro de magma conducen a la formación de reservorios de magma . [4] El emplazamiento de magma puede tener lugar a cualquier profundidad por encima de la roca fuente. [4] El emplazamiento de magma está controlado principalmente por las fuerzas internas del magma, incluidas la flotabilidad y la presión del magma . [2] La presión del magma cambia con la profundidad, ya que la tensión vertical es una función de la profundidad. [20] Otro parámetro del emplazamiento de magma es la tasa de suministro de magma. [2] A partir de la evidencia de campo, la formación de plutones involucra múltiples etapas de inyección de magma en lugar de un solo pulso. [21] Pequeños lotes de magma se acumularán de forma incremental durante varios millones de años hasta que cese el suministro de magma. [21]
Según la profundidad de formación y la geometría, el emplazamiento del magma se puede clasificar en plutones , sills , lacolitos y lopolitos .
Los cuerpos de magma emplazados en la corteza inferior pueden clasificarse como plutones . Son cuerpos tabulares con un espesor mayor que su longitud. [15] Esto implica que, a nivel de emplazamiento, el magma fluye principalmente horizontalmente. El espesor de un plutón varía de un kilómetro a unas decenas de kilómetros. [15] Y se necesitan entre 0,1 Ma y 6 Ma para que se formen plutones en múltiples pulsos de magma. [23]
El crecimiento de plutones en diferentes ambientes puede ser una función de las características de la roca del país y la profundidad del emplazamiento. [4] A partir de la evidencia de campo, cuando los plutones se forman en un entorno dúctil , desplazarán las rocas circundantes tanto lateral como verticalmente. [15] Sin embargo, para entornos frágiles , como no hay evidencia de tensión en los márgenes laterales, los plutones deben desplazarse de manera vertical. [15] Por lo tanto, las posibilidades de desplazamiento lateral disminuyen con la disminución de la ductilidad de las rocas del país. [4]
Los plutones se pueden clasificar en dos tipos según la geometría de su suelo. Se denominan plutones en forma de cuña y plutones en forma de tableta. [24] Los plutones en forma de cuña suelen tener formas irregulares. Pueden tener raíces que se estrechan hacia abajo y que finalmente se convierten en estructuras alimentadoras de forma cilíndrica que hacen que los suelos se hundan hacia adentro en diferentes ángulos. [22] Los plutones en forma de tableta tienen suelos y techos paralelos y lados más empinados en comparación con los plutones en forma de cuña. [1] Algunos plutones pueden presentar características de los dos tipos. [1]
Los umbrales se definen generalmente como intrusiones laminares que tienen forma tabular y que concuerdan predominantemente con las capas de roca circundantes. [15] Por lo general, se ubican a tres kilómetros por debajo de la superficie de la Tierra. [15] La mayoría de los umbrales tienen forma subhorizontal, ya que generalmente se encuentran en capas sedimentarias. [25] Sin embargo, en algunos casos, los umbrales pueden deformar las capas sedimentarias y exhibir otras geometrías, como formas inclinadas o subverticales. [25] La longitud del umbral puede extenderse hasta decenas de kilómetros. [25]
Dependiendo de su forma y concordancia con la roca madre, los umbrales se pueden clasificar en cinco tipos diferentes según la evidencia de campo. [26] [27] Son umbrales concordantes con estratos , umbrales transgresivos, umbrales transgresivos escalonados, umbrales en forma de platillo, umbrales en forma de V y umbrales híbridos. [26] [27] Los umbrales concordantes con estratos son la representación clásica de un umbral. Se desarrollan de forma continua y concordante con la roca madre y a menudo se encuentran en la parte más profunda de la corteza superior. [27] Los umbrales transgresivos cortan y se propagan a capas superiores con un ángulo oblicuo a la roca madre, mostrando propiedades discordantes. [27] Tiene una forma más recta. Los umbrales transgresivos escalonados son similares a los umbrales transgresivos, pero hay segmentos concordantes y discordantes alternados, produciendo características escalonadas. [27] Los umbrales en forma de platillo tienen un umbral central concordante más bajo y dos umbrales exteriores transgresores más altos que se aplanan en las puntas. [27] Por lo general, tienen un umbral interior más grueso y se adelgaza hacia afuera. [27] Los umbrales en forma de V son algo similares a los umbrales en forma de platillo, pero tienen una parte interior más corta. Los umbrales híbridos muestran características mixtas de los umbrales mencionados anteriormente. [27]
Los lacolitos se forman a partir del apilamiento de umbrales . [28] Por lo general, presentan estructuras en forma de cúpula con techos ligeramente elevados y pisos planos que son concordantes con las capas de roca. [15] Se forman a profundidades que no superan los tres kilómetros. [15] Por lo general, se necesitan entre 100 y 100 000 años para que se deposite suficiente magma en los umbrales, y la agrupación de umbrales forma lacolitos. [15]
La formación de lacolitos está regida por la unión y falla de las rocas del país cuando comienza el emplazamiento. [28] Estas líneas de debilidad proporcionan vías para la formación de estructuras iniciales similares a umbrales que tienen forma horizontal. [28] En esta etapa, la intrusión en láminas es un mecanismo de emplazamiento más favorable porque los márgenes de la lámina se enfrían más rápido, lo que crea zonas de cizallamiento que permiten un mayor desplazamiento horizontal. [29] Después de algún tiempo, cuando la tasa de enfriamiento disminuye y cuando los umbrales continúan apilándose uno sobre otro, la intrusión en láminas ya no es un mecanismo favorable porque las zonas de debilidad disminuyen. [29] La cohesión entre las capas sedimentarias también se está reduciendo debido al desplazamiento y la deformación de la roca. [28] Aquí, la inflación es un posible mecanismo para continuar el crecimiento de la intrusión. Si, en este punto, el área de superficie del magma es lo suficientemente grande como para generar una fuerza de magma que pueda superar la carga litostática de la capa suprayacente, puede tener lugar la inflación vertical. [28] La inflación vertical de las cámaras de magma crea lacolitos. [28]
Los lopolitos son masas intrusivas concordantes lenticulares que presentan una forma convexa hacia abajo. Por lo general, implican una depresión del suelo. Se propusieron dos modelos para la formación de lopolitos: el modelo en voladizo y el modelo de pistón. El modelo en voladizo describe la formación de los lopolitos como resultado de la inclinación del suelo alrededor de un punto en el margen del plutón. [4] Deforma la corteza subyacente por simple cizallamiento y conduce al hundimiento de la masa fundida parcial. [4] En el modelo de pistón, la formación de lopolitos comienza cuando el suelo del bloque central se hunde. [4] El suelo continúa engrosándose y crea lopolitos con forma tabular. [30]