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PROPIEDADES TRMICAS DE LAS ROCAS

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ISSN 1514-4186

INSTITUTO SUPERIOR DE CORRELACIN GEOLGICA (INSUGEO)

Geologa de los cuerpos gneos

Eduardo Jorge Llambas Universidad Nacional de La Plata - CONICET Centro de Investigaciones Geolgicas Calle 1 N 644 1900 - La Plata, Provincia de Buenos Aires, Argentina

Consejo Nacional de Investigaciones Cientficas y Tcnicas Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo Universidad Nacional de Tucumn 2001

Consejo Nacional de Investigaciones Cientficas y Tcnicas Universidad Nacional de Tucumn Instituto Superior de Correlacin Geolgica (INSUGEO)Director Dr. Florencio G. Aceolaza Directores Alternos Dr. Alejandro Toselli Dr. Alfredo Tineo Consejo Editorial Dr. Florencio Aceolaza Dr. Guillermo Aceolaza Dr. Luis Buatois Dra. Susana Esteban Dr. Juan Carlos Gutirrez Marco (Espaa) Dr. Rafael Herbst Dr. Roberto Lech Dra. Mara Gabriela Mngano Dr. Hbert Miller (Alemania) Dra. Isabel Rbano (Espaa) Dra. Juana Rossi de Toselli Dr. Julio Saavedra Alonso (Espaa) Dr. Alcides N. Sial (Brasil)

Dr. Alfredo TineoDr. Alejandro Toselli Dr. Franco Tortello

Instituto Superior de Correlacin GeolgicaMiguel Lillo 205 4000 - San Miguel de Tucumn REPBLICA ARGENTINA e-mail: [email protected]

Explicacin de la fotografa de la TapaImagen satelital de la caldera del volcn Payn Matr, de 8 km de dimetro, en el sudeste de Mendoza. Numerosas coladas traquticas fluyeron a travs de la fractura anular que la limita. Una fractura ENE-WNW atraviesa la caldera y a lo largo de ella se produjeron erupciones fisurales de basalto olvnico. Numerosos conos basticos pre-caldera se encuentran desparramados a lo largo de esta fractura. Es probable que las voluminosas erupciones ignimbrticas que causaron el colapso de la caldera se hayan originado por el ingreso de magma basltico en una cmara traqutica. Al sudeste se encuentra el volcn Payn Liso.

INDICE

Introduccin ............................................................................................................................................................ 7 Captulo 1 PROPIEDADES TRMICAS DE LAS ROCAS 1. 1. Introduccin ........................................................................................................................................................ 11 1.2. Transmisin del calor por conductividad ........................................................................................................ 12 1.3. Transmisin del calor por convectividad ......................................................................................................... 19 1.3.1 Gradiente adiabtico .............................................................................................................................. 21 1.4. Aureolas trmicas ................................................................................................................................................ 21 Captulo 2. PRINCIPIOS DE REOLOGA 2.1. Introduccin ......................................................................................................................................................... 27 2.1.1 Deformacin no continua .................................................................................................................... 29 2.1.2 Deformacin continua .......................................................................................................................... 33 2.1.3 Aspectos fsicos de la deformacin ..................................................................................................... 35 2.2. Elasticidad ............................................................................................................................................................. 37 2.3. Viscosidad ............................................................................................................................................................. 41 2.4. Cuerpos con propiedades reolgicas combinadas ......................................................................................... 43 2.4.1 Cuerpos firmoviscosos o Kelvin ......................................................................................................... 43 2.4.2 Cuerpos viscoelsticos o Maxwell ....................................................................................................... 43 2.4.3 Cuerpos Burger ...................................................................................................................................... 45 Captulo 3 PROPIEDADES FSICAS DEL MAGMA 3.1. Viscosidad ............................................................................................................................................................. 50 3.1.1 Viscosidad efectiva ................................................................................................................................. 58 3.1.2 Flujo laminar y turbulento ..................................................................................................................... 63 3.2. Reptacin .............................................................................................................................................................. 64 3.3. Densidad ............................................................................................................................................................... 67 Captulo 4 ESTRUCTURA DE LA TIERRA 4. 1. Estructura interna de la Tierra .......................................................................................................................... 71 4.1.1 Ncleo ..................................................................................................................................................... 73 4.1.2 Manto ....................................................................................................................................................... 73 4.1.3 Corteza ..................................................................................................................................................... 79 4.1.3.1 Composicin de la corteza ...................................................................................................... 83 4.1.3.2 Caractersticas reolgicas de la corteza ................................................................................... 83 4.2 Litsfera y Astensfera ........................................................................................................................................ 85 4.3 Plumas .................................................................................................................................................................. 87 4.4 Provincia gneas gigantes ..................................................................................................................................... 88 4.5 Placa .................................................................................................................................................................. 91 4.6 Subplaca mfica .................................................................................................................................................... 93 Captulo 5 INTRODUCCIN AL ESTUDIO DE LOS CUERPOS GNEOS 5.1 Conveccin ............................................................................................................................................................ 99 5.2 Fbricas magmticas y magnticas ..................................................................................................................... 101

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Captulo 6 CUERPOS GNEOS LAMINARES 6.1. Diques ............................................................................................................................................................... 6. 1.1 Diques longitudinales ......................................................................................................................... 6.1.2. Diques radiales y anulares .................................................................................................................. 6.2. Enjambres de diques gigantes ......................................................................................................................... 6.3. Filones capa .......................................................................................................................................................

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Captulo 7 LACOLITOS 7.1 Condiciones para la formacin de lacolitos .................................................................................................. 132 7.2 Facolitos .............................................................................................................................................................. 135 7.3 Lopolitos ............................................................................................................................................................ 135 Captulo 8 CUERPOS GNEOS GLOBOSOS 8.1. Plutones .............................................................................................................................................................. 139 8.1.1. Contactos ............................................................................................................................................. 148 8.1.2 Techos y costados ............................................................................................................................... 149 8.1.3 Tamao ................................................................................................................................................. 152 8.1.4 Estructura interna ................................................................................................................................ 153 8.1.4.1 Zonacin ................................................................................................................................. 153 8.1.4.2 Diques sin-magmticos ......................................................................................................... 154 8.1.4.3 Miarolas ................................................................................................................................... 156 8.2. Aureolas de contacto ....................................................................................................................................... 156 8.3. Niveles de emplazamiento .............................................................................................................................. 157 8.4. Batolitos ............................................................................................................................................................. 159 8.4.1 Batolitos orognicos ........................................................................................................................... 164 8.4.2 Batolitos anorognicos o de intraplaca ............................................................................................ 168 Captulo 9 PROCESOS Y ROCAS VOLCNICAS 9.1. Introduccin ...................................................................................................................................................... 173 9.2. Estilos eruptivos ............................................................................................................................................... 175 9.3. Requerimientos energticos para el ascenso del magma ............................................................................. 177 9.4. Edificios volcnicos relacionados a reservorios magmticos profundos ................................................ 179 9.4.1 Plateau baslticos ................................................................................................................................. 183 9.4.2 Kimberlitas ........................................................................................................................................... 185 9.5. Edificios volcnicos relacionados a reservorios magmticos superficiales .............................................. 186 9.5.1 Caractersticas de los productos volcnicos ms frecuentes ......................................................... 190 9.5.1.1 Flujos de densidad calientes .................................................................................................. 190 9.5.1.2 Flujos de densidad fros: lahares .......................................................................................... 198 9.5.1.3 Depsitos de cada ................................................................................................................ 200 9.5.1.4 Flujos de lava: coladas, coladas dmicas y domos ........................................................... 201 9.6. Intrusivos subvolcnicos .................................................................................................................................. 204 9.7. Crteres y calderas ............................................................................................................................................ 205 Apndice I ............................................................................................................................................................... 221 Apndice II ............................................................................................................................................................... 222 Bibliografa ............................................................................................................................................................... 224

PROPIEDADES TRMICAS DE LAS ROCAS

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IntroduccinLa Tierra es un planeta que an no ha alcanzado su equilibrio trmico. El calor original, generado por la acrecin del polvo csmico durante la formacin de nuestro planeta, aun no se ha disipado totalmente. Por este motivo el calor fluye desde el interior hacia el espacio exterior y este proceso es el que provee de la energa necesaria para que la Tierra sea un planeta geolgicamente activo. Sin embargo, no todo el calor que fluye hacia el espacio exterior corresponde al calor atrapado durante la formacin de la Tierra. Tambin la descomposicin radioactiva de algunos elementos entrega calor, disipndose conjuntamente con el calor primordial. La Tierra posee un importante gradiente trmico entre el ncleo y la superficie, y la transferencia del calor desde el interior hacia el exterior dinamiza y provoca la movilidad de la capa rgida ms externa: la litsfera. Otros cuerpos del sistema solar, como la Luna y Mercurio, por sus dimensiones ms pequeas que las de la Tierra, ya han alcanzado su equilibrio trmico, por lo cual sus litsferas poseen espesores considerablemente mayores que el de la Tierra. El gradiente trmico de la Luna es de tipo adiabtico, es decir que la temperatura aumenta con la profundidad al aumentar la presin. En consecuencia no hay transferencia de calor hacia la superficie. Ni la Luna ni Mercurio tienen actividad geolgica, aunque los impactos de meteoritos pueden causar, en forma puntual, incrementos adicionales de energa suficientes para fracturar y provocar la fusin parcial de sus rocas, generando pequeas cantidades de magma. Las rocas gneas se originan y evolucionan entre aproximadamente 1300C y 700C, por lo cual estn estrechamente asociadas a la evolucin trmica de la Tierra. Dentro de este rango de temperaturas, los procesos gneos compiten con una buena parte de los procesos metamrficos de alta temperatura. Entre el metamorfismo y la fusin, generadora de las rocas gneas, existe un lmite pobremente definido, interviniendo en favor de uno u otro proceso diversas variables. Entre ellas la composicin de las rocas sometidas a un calentamiento juega un papel decisivo en la fusin parcial o el metamorfismo. La presencia en la roca madre de minerales hidratados favorece la fusin en lugar del metamorfismo. Las rocas gneas participan en forma destacada en la composicin y estructura de la litsfera. En gran parte son las responsables de promover la estratificacin composicional de la misma, y ms especficamente de la corteza continental. Tambin participan en la transferencia del calor de la Tierra. En efecto, el ascenso del magma debido a su menor densidad respecto a las rocas que lo contienen, transporta hacia la superficie no slo material de menor densidad relativa, sino tambin de una significativa masa calrica. La eficacia del magma para ascender depende principalmente, adems de otras variables, de la permeabilidad de la litsfera y de la viscosidad efectiva del mismo. Los magmas mficos, debido a su menor viscosidad, son los ms favorables para llegar hasta la superficie. El ascenso de los magmas silcicos, debido a su mayor viscosidad, es mucho ms complejo, por lo cual requieren de un mayor presupuesto energtico y compiten, por esta razn, en condiciones muy desfavorables con los magmas mficos. Los magmas ms viscosos tienen mayor tiempo de residencia en la litsfera, favoreciendo los procesos de contaminacin. La abundancia de las rocas mficas en la corteza es abrumadoramente mayoritaria respecto a las silcicas. Para realizar una correcta estimacin de la abundancia relativa de las

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rocas mficas en la superficie debemos tener presente que las rocas mficas que conforman la corteza ocenica han sido recicladas con una cierta periodicidad, abarcando el ltimo periodo alrededor de 170 Ma. Por este motivo se estima que su produccin total es mucho mayor que la que se observa en la actualidad. Se debe agregar a esta circunstancia el hecho que la formacin de los magmas silcicos depende de condiciones muy especficas, en particular de rangos composicionales muy estrechos y de temperaturas y presiones adecuadas. En la composicin de la roca fuente juega un rol muy importante la presencia de agua o de minerales hidratados, que no slo permiten bajar el punto de fusin, y as acceder a la formacin de fundidos silcicos, sino tambin en disminuir su viscosidad. La presencia de agua ha permitido, entonces, la formacin de rocas silcicas, que son las que realmente han contribuido, y todava contribuyen, a la formacin de una corteza continental, cuya caracterstica ms importante es la estratificacin de la densidad. Las rocas de menor densidad se encuentran en la parte superior de la corteza. Debido a que el manto representa un reservorio cuasi infinito para la generacin de magmas mficos, y teniendo en cuenta las causas mencionadas en el prrafo anterior, el desarrollo de los ncleos continentales, ms silcicos que el resto de la corteza, fue un proceso lento en sus comienzos. Esto se explica porque las altas temperaturas favorecan la formacin de magmas mficos en lugar de cidos. Sin embargo, una vez que se consolidaron los primeros ncleos continentales su crecimiento fue progresivamente ms rpido, debido a que al aumentar el espesor de las cortezas continentales y disminuir la temperatura se favoreci la produccin de magmas silcicos. El resultado de este largo proceso fue que en la Tierra se desarroll una litsfera, no homognea, con diferentes tipos de rocas y con ncleos continentales de menor densidad. Como todava no se ha alcanzado el equilibrio la litsfera continua siendo inestable y desde un punto de vista mecnico se desarrollan esfuerzos diferenciales que promueven la deformacin de la litsfera. Esta circunstancia favoreci el desarrollo de la tectnica de placas, cuyas distintas maneras de actuar han estado sujeta a las variaciones en el volumen de las litsfera continentales. El periodo durante el cual las diferencias de densidad en la litsfera fueron suficientes para desencadenar la tectnica de placas es un tema de ardua discusin. Por suerte, parte de los ncleos continentales no ha sido reciclada, preservndose su historia, por lo cual es posible desentraar los enigmas que encierran los ncleos ms antiguos de la Tierra. En el caso de Venus, que al igual que la Tierra es otro planeta no equilibrado trmicamente, la tectnica de placas, que es la que provoca la remodelacin de la superficie, aparentemente no opera desde hace aproximadamente 500 Ma, probablemente porque su litsfera no posee los contrastes de densidades suficientes para que pueda funcionar. Este es un problema a resolver. Es que en Venus no hay suficiente cantidad de rocas silcicas debido a la carencia de agua y por lo tanto carece de una estratificacin significativa de densidades?. Aunque en la actualidad hay consenso entre los investigadores respecto a que las rocas silcicas son prcticamente exclusivas de la Tierra, no se puede descartar que existan en otros planetas. Los volcanes de secciones circulares con forma de domo de Venus sugieren la presencia de magmas viscosos similares a los riolticos o traquticos de la Tierra. Con toda seguridad la comprensin de lo que sucede con la evolucin de las rocas gneas y su relacin con la tectnica en otros planetas nos ayudar a comprender con mayor amplitud la dinmica de la Tierra. En sntesis, la ausencia de equilibrio trmico en la Tierra promueve la actividad tectnica y el ascenso del magma hacia la superficie. De esta manera la actividad magmtica trasciende el simple estudio de las rocas gneas y se relaciona con los procesos geolgicos que estructuran la litsfera. Los cuerpos gneos tales como los plutones, lacolitos, lopolitos, diques, plateaus volcnicos, etc. representan un instante de tiempo a lo largo de la evolucin de nuestro planeta. Las formas

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de esos cuerpos y sus relaciones con las rocas de caja nos permiten comprender cmo operaron los procesos que condujeron a la diferenciacin de la corteza y a la evolucin y crecimiento de los ncleos continentales. Por esta razn su estudio nos permitir comprender ms detalladamente la dinmica interna del la Tierra. Para ello es necesario comprender no slo las propiedades fsicas del magma, sino tambin las de la roca de caja, siendo el contraste reolgico entre ambas uno de los aspectos ms interesantes, cuyo anlisis contribuir a resolver los problemas geolgicos que ofrecen las rocas gneas. Adems, debemos tener en cuenta que el ascenso del magma no slo depende de sus propias caractersticas reolgicas, sino tambin de la estructura de la corteza. En el presente libro se tratar de comprender las interrelaciones entre los diferentes cuerpos gneos y las estructuras que los albergan. Por este motivo, los aspectos geoqumicos y composicionales que no tienen una relacin directa con las propiedades reolgicas del magma y de las rocas en general no sern tratados. Tampoco sern tratados los procesos posteriores a la formacin de los cuerpos gneos, por lo cual no se incluyen deformacin ni metamorfismo. El objeto de este libro es familiarizar a los estudiantes con el estudio de los cuerpos gneos desde un punto de vista fsico. El mayor conocimiento de ellos facilitar el levantamiento de mapas geolgicos detallados y de esta manera se podr lograr una mejor comprensin de la evolucin de los complejos gneos. A mi juicio, muchos de los estudios petrolgicos actuales carecen de mapas especficos, por lo cual no se muestra la necesaria informacin que requiere una rigurosa interpretacin de la evolucin gnea. Asimismo, algunos de los modelos de diferenciacin magmtica no han sido evaluados desde el punto de vista fsico, no conocindose con precisin los factores limitantes de los mismos. En los ltimos aos los estudios petrolgicos han tratado de comprender los procesos fsicos que intervienen en la evolucin de los complejos gneos. El ascenso del magma y los procesos de intrusin o extrusin son problemas que deben ser enfocados de acuerdo con las leyes de la fsica, como son las que involucran a la dinmica de fluidos y de slidos, la transmisin del calor, y todos los procesos relacionados con la produccin y consumo de energa. Debido a que la energa proviene del interior de la Tierra, se ha considerado conveniente incluir un resumen sobre su estructura y de sus propiedades trmicas y reolgicas. Tambin se han incluido captulos introductorios que sintetizan los conceptos empleados con mayor frecuencia en petrologa sobre las propiedades trmicas de las rocas y la transmisin del calor. El captulo de reologa, que es la rama de la fsica que estudia como se deforma un material, tiene por objeto introducir al lector en los mecanismos que posibilitan la deformacin de las rocas y el desplazamiento del magma. Las leyes que gobiernan las deformaciones son indispensables para comprender el emplazamiento de los cuerpos gneos, las estructuras que los rodean y el campo de esfuerzos imperante durante la intrusin. Los cuerpos gneos han sido divididos, de acuerdo a sus propiedades fsicas y reolgicas, en cuerpos laminares, y globosos. Los primeros se caracterizan por su alta fluidalidad y elevada relacin superficie/volumen, que favorece una rpida disipacin del calor. Los cuerpos globosos, en cambio, tienen baja fluidalidad y menor relacin superficie/volumen, por lo cual son ms apropiados para conservar el calor. El arribo del magma a la interfase corteza - atmsfera requiere de cantidades de energa mayores que las que normalmente estn presentes en el interior de la corteza. En el proceso de erupcin est implcito la concentracin de una elevada cantidad de energa en un lapso muy corto, de apenas unas pocas horas o das. En este libro la actividad volcnica ha sido enfocada sobre la base de los requerimientos energticos necesarios para llegar a la superficie. Las diferentes caractersticas de los edificios volcnicos han sido relacionadas con las diversas fuentes de energa disponibles. Entre estas, las ms importantes son la cada de la presin, cuyo efecto es

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bombear al magma hacia los niveles superiores, y la saturacin del magma en los componentes voltiles, principalmente agua, proceso que libera una fase gaseosa de alto volumen especfico, y que genera muy fuertes presiones. De acuerdo con esto, los procesos volcnicos han sido divididos en dos grupos: los que se originan en reservorios magmticos profundos, asociados a la cada de presin, y los que se originan en reservorios magmticos superficiales, relacionados con el aumento de la presin en el interior del reservorio magmtico. Las fuentes de energa de ambos grupos son tan diferentes que los edificios volcnicos tambin son muy diferentes. No son comunes los libros que renen en un solo volumen todos los temas mencionados. Este ha sido uno de los incentivos que ms ha influido en m para la concrecin del mismo. Espero que la sntesis presentada logre despertar la inquietud por estos estudios, cuya comprensin contribuir, sin duda, a un mejor conocimiento de la evolucin geolgica de cualquier regin estudiada. En los Apndices 1 y 2 se resumen las magnitudes de las constantes y variables ms frecuentemente utilizadas en el anlisis de petrologa de los cuerpos gneos. AgradecimientosDurante la elaboracin de una sntesis como la que se expone en este libro y que refleja la experiencia profesional de varios aos de trabajo, los agradecimientos deberan ser ms extensos que el libro mismo. Por esta razn slo mencionar aqu a las personas que han participado en esta ltima etapa de redaccin y que han colaborados con una enriquecedora discusin y atinadas crticas. En primer lugar quiero agradecer a mi esposa Ana Mara Sato por la permanente discusin de los temas expuestos en este libro y por la paciencia que ha tenido para escuchar mis reflexiones. El Lic. Pablo Gonzlez ha revisado con particular detenimiento varios de los captulos, formulando atinadas sugerencias que han contribuido a hacer ms clara la lectura del mismo. A la Dra. Sonia Quenardelle por la discusin de numerosos temas y el aporte de ideas para hacer ms clara la redaccin. Al Lic. Horacio Echeveste por sus comentarios sobre el captulo de rocas volcnicas. Quiero agradecer especialmente a los Dres. Juana Rossi de Toselli y Alejandro Toselli por el inters demostrado por el presente libro, contribuyendo en forma eficaz para la concrecin del mismo. La Universidad Nacional de La Plata, el Centro de Investigaciones Geolgicas y el CONICET han contribuido institucionalmente al proporcionar la infraestructura y la biblioteca para poder llevar a cabo esta obra. Tambin quiero agradecer especialmente a los alumnos de mis cursos de grado en la Universidad Nacional de La Plata, por haber ledo previamente estos apuntes, por lo cual he podido comprobar la utilidad de los mismos. Por ltimo, quiero recordar a quien me enseara a trabajar en el campo Dr. J.C.M. Turner y a mi director de tesis Dr. F. Gonzlez Bonerino. Tambin he aprendido mucho de mis baqueanos, muchos de ellos analfabetos pero verdaderos sabios en su medio ambiente.

En: Eduardo J. Llambas PROPIEDADES TRMICAS Geologa de los Cuerpos IgneosDE LAS ROCAS

INSUGEO, Serie Correlacin Geolgica, 15: 11-26 1 Tucumn, 2001 - ISSN 1514-4186 1

CAPTULO 1 Propiedades Trmicas de las Rocas1.1. IntroduccinLa Tierra es un planeta que an no se ha equilibrado trmicamente, por lo cual presenta un gradiente trmico entre el ncleo y la superficie, que provoca el flujo de calor desde el interior del planeta hacia el exterior. La temperatura del ncleo no es conocida con precisin porque su determinacin es compleja debido a la variedad de gradientes trmicos que existen en la Tierra. La razn de que haya ms de un gradiente trmico se debe a las diferentes composiciones y propiedades reolgicas de las capas que componen la Tierra: corteza, manto y ncleo y que poseen diferentes maneras de transmitir el calor. As, p. ej., en la mayor parte del manto y en la parte superior del ncleo, las rocas tienen un comportamiento viscoso-plstico en escalas de tiempos geolgicos. Debido a esta propiedad, en este sector se desarrollan celdas convectivas que transportan el calor conjuntamente con el desplazamiento de la materia. Por el contrario, en la litsfera, como as tambin en la parte central del ncleo, no se desarrollan celdas convectivas, an en escalas de tiempo geolgicas, y el principal mecanismo de transferencia trmica es por conduccin. En la actualidad se estima que la temperatura del interior del ncleo estara comprendida entre 5.000 y 6.000 K (Jeanloz y Romanowicz, 1997). La mayor parte del calor que posee la Tierra se debe principalmente al calor original atrapado durante la formacin del planeta. En segundo lugar se encuentra el calor generado por los procesos radioactivos, cuya magnitud es significativa solamente en la corteza. El flujo de calor desde el ncleo hacia la superficie, es la causa principal de los diversos procesos geolgicos, incluyendo la tectnica de placas y la actividad gnea de la litsfera. La Luna, a diferencia de la Tierra, se halla en equilibrio trmico, de modo que no registra un flujo calrico desde el interior hacia la superficie, con la excepcin del calor producido por la radioactividad, que es insignificante por la ausencia de rocas cidas. La variacin de temperatura que se registra en la Luna es de tipo adiabtico, que depende esencialmente del coeficiente de expansin trmica de sus rocas. Por esta razn la litsfera trmica de La Luna tiene un espesor estimado en 1100 km, que es mucho mayor que el de la Tierra, que est comprendido entre 60 y 120 km. El desequilibrio trmico de la Tierra se ha mantenido hasta el presente a pesar de su larga evolucin, que es del orden de 4,5 Ga. Esto se debe a que su volumen relativamente grande y a que las rocas silicticas que componen la litsfera son malas conductoras del calor. En efecto, el coeficiente de conductividad trmica tiene un valor que en promedio se encuentra comprendido entre 1,5 y 3,0 W m-1 K-1, que es unas 400 veces menor que el valor de la conductividad trmica del cobre. Tambin el calor especfico de esas rocas es relativamente alto (vase ms abajo) y es aproximadamente unas tres veces ms alto que el del cobre. Debido a estas propiedades, la disipacin trmica de la Tierra es muy lenta. Asimismo, se debe tener en cuenta que las complejidades estructurales y la composicin no homognea de la litsfera favorecen un flujo calrico con distribucin irregular, generando gradientes trmicos horizontales que promueven el flujo de calor en diferentes sentidos.

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Al considerar las propiedades trmicas relacionadas con la evolucin del magma se debe tener en cuenta que los procesos de cristalizacin, o de fusin, implican variaciones en la temperatura del sistema debido al calor aportado por el pasaje de lquido a slido, o viceversa. El calor latente de cristalizacin, es el calor que se entrega al sistema durante la cristalizacin. El efecto que produce es el cambio transitorio en la tasa de enfriamiento. El calor latente de cristalizacin de los silicatos que componen las rocas gneas es del orden de alrededor de 3x105 J kg-1. El proceso inverso, que consiste en la fusin de los cristales, tiene una magnitud equivalente a la del calor de cristalizacin. En este caso el sistema absorbe una cierta cantidad de calor que se denomina calor latente de fusin (= entalpa especfica de fusin). El calor latente de fusin representa la energa necesaria para romper las celdas cristalinas de los minerales y representa una dificultad energtica importante cuando se consideran los procesos de asimilacin. El calor substrado al sistema cuando se funde la roca de caja o xenolitos promueve el rpido aumento en la cristalizacin, cuyo calor de cristalizacin tiende a equilibrar la temperatura. Sin embargo, este aporte al sistema solamente contribuye a mantener el equilibrio trmico, pero no es suficiente para continuar con la fusin. Por este motivo los procesos de fusin requieren incrementos adicionales de energa para que progresen y se generalicen. En el estudio de las rocas gneas es muy importante conocer como se produce el intercambio de calor entre el cuerpo gneo y la roca de caja. La supervivencia del magma depende esencialmente de este proceso. Por ello se discutirn las propiedades de la transmisin del calor. La transmisin del calor se efecta por los siguientes mecanismos: 1) conductividad; 2) convectividad; 3) radiacin. La transferencia de calor por radiacin tiene muy poca incidencia en los procesos geolgicos, por lo cual no es considerada en los modelos de transmisin de calor (Turcotte y Schubert, 1982).

1.2. Transmisin de calor por conductividad:Es el proceso por el cual se transfiere el calor a travs de los materiales, debido a la propagacin de la correspondiente energa a travs de los tomos o de las molculas. Se trata de un modelo de tipo difusivo que transmite la intensidad de las vibraciones moleculares por propagacin de tomo en tomo o de molcula en molcula. En los cuerpos rgidos la transmisin de calor es preferentemente conductiva. As p. ej., en la litsfera la transmisin del calor es en su gran mayora por conduccin, con la excepcin de aquellos sectores puntuales donde se registra el ascenso de fundidos magmticos, que transfieren calor convectivamente hacia los niveles ms superficiales. Un destacado ejemplo de ello se encuentra en las dorsales ocenicas, donde la extrusin de grandes cantidades de magma favorece la disipacin convectiva del calor (Fig. 3). Asimismo, debemos mencionar que en los niveles superiores de la corteza como consecuencia de la actividad magmtica se desarrollan sistemas hidrotermales convectivos. Esto se debe al calentamiento del agua y subsecuente desplazamiento hacia zona ms fras. Sin embargo, debemos dejar en claro que slo en estos lugares restringidos de la litsfera prevalece, y en forma transitoria, la transmisin trmica convectiva sobre la conductiva. Para que el calor se transmita conductivamente se requiere de un gradiente trmico, el cual es una condicin necesaria para que el calor fluya de las zonas de mayor temperatura a las zonas de menor temperatura. El flujo calrico q que pasa de una zona caliente a una fra depende, adems, del coeficiente de conductividad trmica, K, que es una constante para cada material. La ley fundamental de la conductividad trmica es la ley de Fourier, que tiene la siguiente expresin:

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q = -K dT dzdonde z es el eje de coordenada en la direccin de la variacin de la temperatura y T es la temperatura. El signo menos significa que el calor fluye en una nica direccin y que es hacia la zona de menor temperatura. El trmino de gradiente geotrmico ha sido empleado para referirse al gradiente trmico de la litsfera en el sentido vertical. Otro trmino ampliamente utilizado en geologa es el de la difusividad trmica, , que es la capacidad que tiene el calor de difundirse a travs de un material. Est definida por la relacin entre el coeficiente de conductividad trmica y la densidad del material multiplicada por su calor especfico:

=

K C p

donde K es el coeficiente de conductividad trmica; es la densidad y Cp es el calor especfico a presin constante. Las dimensiones de la difusividad trmica son, como en cualquier caso de difusin, rea/tiempo. Para las rocas silicticas el valor ms frecuente es de 1x10-6 m2 s-1. El calor especfico tiene una gran influencia en la disipacin del calor. El calor especfico es la cantidad de calor que se requiere para variar la temperatura 1K en 1 kg de roca. Se expresa con la siguiente ecuacin

Q C p = m Tdonde Q es el calor transmitido al material; T es la variacin de la temperatura y m es el peso en kg de la roca. Si m se expresa en volumen, p. ej., en moles, la ecuacin mide la capacidad calrica de la roca. El calor especfico a presin constante de las rocas silicticas es de alrededor de 1 x 103 J kg-1 K-1, mientras que el del cobre es de 0,38 x 103 J kg-1 K-1. Esto significa que para aumentar en un grado la temperatura de una roca se requiere casi tres veces ms de energa que para el cobre. Lo mismo sucede para el proceso de enfriamiento, como puede ser p. ej. el de un cuerpo gneo, que por poseer un elevado calor especfico retendr durante ms tiempo su temperatura. Flujo de calor y produccin de calor: Debido a que la Tierra no se encuentra en equilibrio trmico y que la litsfera transmite el calor casi exclusivamente por conduccin, en su superficie se registra un flujo de calor, denominado flujo calrico superficial, que representa la prdida de calor de nuestro planeta. Es proporcional al gradiente trmico y de acuerdo con la ecuacin de Fourier, el flujo calrico se mide en miliwatios por metro cuadrado, mW m-2. El flujo calrico tambin se expresaba anteriormente en unidades de flujo calrico (hfu), que por definicin tiene la siguiente equivalencia: 1 hfu = 1cal cm-2 s-1 = 41,84 mW m-2. Sin embargo, esta unidad est siendo substituida gradualmente por las unidades del sistema internacional de unidades. El flujo de calor superficial en las dorsales ocenicas, donde se genera corteza ocenica, es extraordinariamente alto, del orden de alrededor de 400 mW m-2, y se debe al transporte de calor en forma convectiva por las corrientes convectivas que provienen del manto inferior. Hacia el interior de la placa ocenica el flujo de calor disminuye progresivamente (Fig. 3) a

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medida que envejece la corteza ocenica, llegando a valores tan bajos como 40 mW m-2 en las cortezas ocenicas ms viejas. Para medir el flujo calrico con precisin se debe hacerlo en perforaciones profundas. Las medidas efectuadas directamente sobre la superficie no son confiables debido a las perturbaciones trmicas transitorias causadas por las variaciones climticas y por el movimiento del agua subterrnea. En los pozos de exploracin petrolfera, el flujo de calor es medido habitualmente. El flujo de calor que atraviesa la discontinuidad de Mohorovicic, es decir el que pasa desde el manto a la corteza, se denomina flujo calrico basal. Debido a que en la corteza el calor se transmite casi totalmente en forma conductiva, el flujo calrico superficial debera ser igual al flujo calrico basal. Sin embargo, esto no es as, ya que en la mayora de los casos el flujo de calor superficial es mayor que el basal. Una estimacin promedio del flujo calrico superficial en las reas continentales es de 56,5 mW m-2 (Turcotte y Schubert, 1982), pero de acuerdo con estos autores, slo 23 mW m-2 pueden ser atribuidos al flujo calrico basal. La diferencia tuvo que haberse generado en la corteza, sumndose al flujo calrico basal. Esto se explica por el calor aportado por el decaimiento radioactivo de los istopos de Th, U y K. Debido a que estos tres elementos se comportan geoqumicamente como elementos incompatibles, su mayor concentracin se encuentra en la corteza, y en particular en su tercio superior, donde predominan las rocas ms diferenciadas. Mc Lennan y Taylor (1996) estimaron que el aporte radiognico al flujo de calor superficial se encuentra comprendido entre 18 y 48 mW m-2, dependiendo de la composicin de la corteza y del espesor. En la tabla 1 se dan las concentraciones de Th, U y K, segn Meissner (1986), para diversas rocas de la corteza y del manto y la cantidad de calor generada por cada una de ellas. Las rocas mficas de la base de la corteza y las ultramficas del manto contienen una proporcin muy pequea de estos elementos, por lo cual su contribucin a la generacin de calor, si bien no es cero, es mnima. De acuerdo con estas caractersticas la produccin de calor de la litsfera ocenica es menor que en la litsfera continental y por lo tanto es menor la diferencia entre el flujo calrico basal y el superficial. La produccin de calor puede ser calculada sobre la base de las concentraciones de Th, U y K aplicando la frmula emprica elaborada por Rybach (Rybach, 1973; en Meissner, 1986): A = (0,718[U] + 0,193[Th] + 0,262 [K] ) 0,133 Wm -3

donde las concentraciones de [U] y [Th] estn dadas en ppm y la concentracin de [K] en % en peso. La densidad est dada en g cm-3. Por el hecho de ser una frmula emprica las dimensiones con que se da el resultado, microwatios por metro cbico (W m-3) estn asignadas directamente en el clculo.Rocas Rocas gneas silcicas Rocas gneas mficas Lutitas Carbonatos Dunita Eclogita Lherzolita ocenica U ppm 4 0,5 4 2,2 0 0 0 Th ppm 16 1,5 12 1,7 0,02 0,15 0,06 K % en peso 3,3 0,5 2,7 0,3 0,001 0,1 0,005 Densidad g cm-3 2,7 2,9 2,6 2,6-2,7 3,3 3,4 3,2 Produccin de calor W m-3 2,5 0,3 2,1 0,7 0,004 0,04 0,01

Tabla 1. Proporcin de los elementos generadores de calor, sus densidades y la produccin de calor de distintas rocas, modificado de Meissner (1986).

PROPIEDADES TRMICAS DE LAS ROCAS

15

En sntesis, se puede afirmar que la produccin de calor de la corteza incrementa el valor del flujo calrico de la superficie. Al respecto, se debe tener en cuenta que debido a que la composicin de la corteza es variable, en particular la de la corteza continental, se registran notables variaciones en la magnitud del calor aportado por la radioactividad, por lo cual el flujo de calor superficial tiene diferentes valores. As p.ej., en las reas donde la corteza continental es gruesa y las rocas tienen alta proporcin de elementos radiognicos, el flujo de calor superficial es mayor con respecto a otras regiones. Para poder calcular estas variaciones se debe tener en cuenta la relacin entre el flujo calrico superficial, el flujo calrico basal y la produccin de calor. La siguiente ecuacin permite relacionar entre si las variables mencionadas: q0 = q* + A H donde q0 es el flujo calrico superficial; q* representa el flujo calrico basal y es el valor correspondiente al de la ordenada al origen (Fig. 1); A representa la produccin de calor por unidad de volumen medida sobre la base de la composicin de las rocas en la superficie y H es la

0 (m W m )

-2

120

80

40

q

* =q0

H +A

q

q*10 5 -3 Ge neraci n de calor A (m W m )Figura 1. Relacin entre el flujo de calor superficial (q0) y la generacin de calor radioactivo en la corteza . q* indica la magnitud del flujo de calor que pasa del manto a la corteza. A es la generacin de calor por unidad de volumen y H representa la profundidad a la cual la generacin de calor radioactivo tiende a cero.

profundidad a la cual la produccin de calor tiende a cero y es tambin el valor que define la pendiente de la recta. El producto AH se interpreta como la contribucin de calor de origen radioactivo de la corteza. Debido a la estratificacin en la composicin de la corteza se asume que la generacin de calor disminuye exponencialmente con la profundidad, de acuerdo con la siguiente ecuacin: Az = A0e -z/H y es frecuente que tienda a cero entre 7 y 11 km. H se expresa matemticamente como la profundidad de relajacin donde A = A0/e = 0,368A0. Esto se explica por el aumento progresivo en la proporcin de rocas mficas con la profundidad. Es por esta propiedad que la produccin de calor de

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CORRELACIN GEOLGICA N 15

la parte inferior de la corteza tiende a ser mnima (Tabla 1). En sntesis, de acuerdo con las consideraciones realizadas en el prrafo anterior se puede concluir que el flujo calrico superficial es la suma del flujo calrico basal + la contribucin calrica de origen radiognico de la corteza. De acuerdo con Turcotte y Schubert (1982) el flujo calrico superficial actual puede llegar a estar compuesto hasta un 80% por el calor aportado por el decaimiento isotpico y por slo un 20% corresponde al enfriamiento de la Tierra. Como ya se mencion la magnitud de la produccin calrica por decaimiento isotpico es proporcional a la composicin. En las rocas con elevados contenidos de Th, U y K, como sucede en algunos batolitos granticos, la produccin de calor es elevada y el flujo calrico superficial es mayor que en las reas vecinas. As p. ej. sobre el batolito de Cornwall, compuesto casi en su totalidad por monzogranitos, el flujo calrico superficial alcanza un valor de 115 mW m-2 mientras que en la roca de caja que lo rodea es de solo 65 mW m-2 (Willis-Richards y Jackson, 1989). En consecuencia, la produccin de calor no slo influye en la magnitud del flujo calrico superficial, sino tambin en el gradiente geotrmico, principalmente por el calor adicionado en la corteza superior. Si el gradiente geotrmico pudiera ser representado por una nica ecuacin podramos conocer la temperatura a cualquier profundidad. Sin embargo, las ecuaciones que describen el gradiente geotrmico no son tan sencillas, debido a las diferentes variables que intervienen en su integracin, debindose mencionar entre ellas a: 1) las diferentes composiciones de la litsfera causadas por la tectnica de placas y por otras perturbaciones tectnicas; 2) la participacin de procesos aislados que favorecen la transmisin trmica por convectividad, como es el ascenso del magma; y 3) la variacin en la produccin del calor isotpico con la profundidad. Los dos primeros casos son perturbaciones transitorias que resultan muy difciles de acotar, por lo cual no se tienen en cuenta para la confeccin de los gradientes geotrmicos ms generales. Los gradientes propuestos por los diferentes autores que han trabajado sobre el tema, estn referidos a regiones de la litsfera alejadas en el tiempo de los episodios orognicos y magmticos. Pero en todos ellos se incluye la produccin de calor isotpico, que decrece exponencialmente con la profundidad. Debido a esta propiedad, el gradiente geotrmico resultante vara exponencialmente con la profundidad (Fig. 2), tendiendo a ser linear a partir de la profundidad en la cual la produccin de calor tiende a cero. El gradiente promedio de zonas ocenicas (Fig. 2) es el que ms se acerca al comportamiento linear, pudindose explicar por la menor proporcin de U, Th y K en sus rocas. La modificacin transitoria del gradiente geotrmico como consecuencia de los procesos tectnicos ocupa tambin un lugar relevante en el anlisis de la distribucin del calor en la litsfera. En aquellas regiones con regmenes tectnicos extensionales y en los cuales la velocidad de la extensin es mayor que la de la disipacin trmica, el gradiente aumenta en forma substancial. Es comn que a lo largo de rifts activos, el gradiente sea bastante ms elevado que en las reas adyacentes. La causa principal de este aumento es el adelgazamiento de la litsfera trmica, que al estar acompaado por una fuerte actividad gnea el aumento del gradiente es aun mayor. As, p. ej., en la provincia geolgica del Basin and Range, en el oeste de Estados Unidos, que es una provincia Cenozoica tpicamente extensiva, con abundante actividad volcnica, el flujo calrico es de 92 mW m-2, con un flujo basal estimado en 59 mW m-2 (Sclater et al., 1980). En este caso existe una estrecha correlacin entre el flujo de calor y la intensa actividad magmtica registrada en esta provincia. Contrariamente a lo expuesto, cuando la velocidad de extensin es menor que la velocidad de disipacin trmica, el gradiente geotrmico no se incrementa, y la actividad magmtica es mnima o nula. Es el caso de algunos bordes continentales pasivos con delgada corteza, como los de la pennsula cantbrica (vase el captulo Estructura de la Tierra).

PROPIEDADES TRMICAS DE LAS ROCAS

17

1 ,2

n te

1 0 C /k mr fi s m o

s

s

udo

t in e

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del m e ta m o

d io

d io

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1 ,0

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P resi n G P a

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L m it e in fe r io r

a n a te xi s

0 ,8

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Pro

30

3 0 C /k m 20 5 0 C /k m

0 ,6

0 ,4 1 00 C /km 0 ,2 10

2 00

4 00

6 00

8 00

Tem peratura

C

Figura 2. Promedios de gradientes geotrmicos, estimados mucho tiempo despus que ocurrieran perturbaciones tectnicas o magmticas. Las lneas llenas indican los promedios para distintas regiones de la corteza. Las lneas de guiones con flecha indican los gradientes geotrmicos lineares, calculados sobre la base de una generacin de calor cortical nula. En lnea de guiones largos se indica el lmite inferior del metamorfismo y en lnea llena el solidus saturado en agua de una roca grantica. Redibujado de Thompson (1992).

A diferencia de los regmenes extensionales, en las regiones con acortamiento lateral de la corteza, como en los frentes orognicos donde se apilan diversas lminas de corrimiento, o en regiones de colisin continente-continente, se registran fuertes disminuciones en el gradiente geotrmico debido a la superposicin de dos lminas litosfricas fras. Con el tiempo el gradiente tiende a normalizarse, aunque durante el proceso de normalizacin puede incrementarse localmente. El gradiente geotrmico tambin aumenta en forma transitoria durante el desarrollo de arcos magmticos como consecuencia del calor aportado convectivamente por el ascenso del magma hasta los niveles superiores de la corteza. Durante la intrusin del batolito de Sierra Nevada, Barton y Hanson (1989) estimaron que el gradiente geotrmico podra haber alcanzado hasta ms de 100C km-1 . En las dorsales ocenicas, donde la litsfera trmica est fuertemente adelgazada y hay una gran actividad magmtica, el flujo de calor superficial es muy elevado, del orden de 400 mWm-2 (Fig. 3), lo cual promueve un gradiente geotrmico muy elevado. Un gradiente geotrmico elevado tambin puede estar relacionado con el desarrollo de facies metamrficas de alta temperatura y baja presin, caracterizadas por temperaturas del orden de 500 a 750 C y presiones de 200 a 400 MPa. Por esta razn, este tipo de metamorfismo se puede encontrar tanto en las fajas orognicas como en las regiones con extensin activa, ya sea en intraplaca como en los mrgenes divergentes (De Yoreo et al., 1991)

P rofundidad km

me

me

2 0 C /k m

18

CORRELACIN GEOLGICA N 15

Edad, M a Flujo de calor superficial -2 mW m 0

50

0

50

10 0

15 0

20 0

C ontine nte an tig uo 45

70

48 0

70

50K 1 = 2,5

40

P rofu n did ad (km )

K 1 = 2,5

50

ba

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K 2 = 3,3de la li t s fe r a

K = 3,3 2

100

m e c ica n

n d o rsa l o c e ica

ba sede la

150

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r a t r m ic

a

Figura 3. Variacin del flujo de calor superficial en los ocanos con la edad. K1 y K2 son los coeficientes de conductividad trmica, expresados en W m-1 K-1. En las dorsales donde se genera la corteza ocenica el flujo de calor superficial llega hasta 480 mW m-1 mientras que en los sectores con mayor edad baja hasta 40 mW m -1, equiparndose con el flujo de calor en los escudos precmbricos. El espesor de la litsfera trmica se adelgaza rpidamente en las dorsales ocenicas, lo cual se traduce en gradientes geotrmicos ms elevados. La lnea de guiones representa el hipottico espesor de la litsfera si no existiera la perturbacin trmica de la dorsal. Redibujado de Sclater et al. (1980).

Variacin de la temperatura con el tiempo: En muchos de los problemas geolgicos, en particular con los relacionados con el emplazamiento de los cuerpos gneos y el metamorfismo, es necesario estimar la historia del enfriamiento del cuerpo gneo y la del calentamiento de la roca de caja. El conocimiento del tiempo que tarda en enfriarse un cuerpo gneo y cuanto dura la aureola trmica favorece la comprensin de los procesos geolgicos relacionados con la intrusin y con la formacin, o no, de rocas metamrficas en su entorno. Tambin nos proporciona informacin sobre el contraste trmico entre el cuerpo gneo y la caja, una estimacin aproximada del volumen del cuerpo gneo, y la formacin de posibles sistemas hidrotermales asociados a la aureola trmica. Muchos de los yacimientos metalferos hidrotermales se encuentran asociado en el espacio a este ltimo proceso. Los recursos proporcionados por la energa geotrmica tambin tienen una estrecha dependencia con la duracin de la perturbacin trmica superficial. Asimismo, debemos recordar aqu, que el tiempo es una variable muy importante en la formacin de las rocas metamrficas, las cuales, adems de presin y temperatura, necesitan de un tiempo prolongado para adecuarse a las nuevas condiciones de equilibrio, debido a que los procesos de difusin en el estado slido son extremadamente lentos. Por esta razn, en las aureolas trmicas de muy corta duracin, los procesos metamrficos son mnimos o inclusive pueden llegar a no registrarse. Para considerar la variacin de la temperatura con el tiempo se debe tener en cuenta que el gradiente trmico vara con el tiempo y por lo tanto el flujo de calor tambin vara en forma conjunta. Dicho de otra manera, debido a que el flujo de calor tiende a equilibrar la temperatura del sistema, el gradiente trmico disminuye gradualmente causando la disminucin del flujo. Por lo

PROPIEDADES TRMICAS DE LAS ROCAS

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tanto, la variacin de la temperatura con el tiempo est dada por la ecuacin:2 T = T t z 2

donde T = temperatura; t = tiempo; = difusividad trmica y z corresponde a una de las tres direcciones en el espacio. La derivada segunda de la temperatura se debe a que vara tanto en el tiempo como en el espacio. Debido a que los valores de la difusividad trmica son muy pequeos, el enfriamiento de un cuerpo gneo, con un volumen equivalente al de un plutn, es del orden de millones de aos. En el batolito de Cornwall, Willis-Richards y Jackson (1989) estimaron que el enfriamiento completo del batolito, hasta equilibrarse con la temperatura correspondiente a la del gradiente geotrmico, con una profundidad de 14 km y un solidus de 660 C, se complet en alrededor de 25 Ma. Un mtodo aproximado para estimar la disipacin trmica por conduccin de un cuerpo gneo es aplicando la ecuacin abreviada:

=l 2 -1donde es el tiempo caracterstico; l es la distancia de la perturbacin trmica en el tiempo caracterstico y es la difusividad trmica. De acuerdo con esta relacin la difusividad trmica es igual a la relacin entre el cuadrado del espacio perturbado trmicamente y el tiempo que tarda en disiparse la temperatura de ese espacio, a partir del momento del emplazamiento del cuerpo gneo. As p. ej. un cuerpo gneo de 5 km de espesor requerir un tiempo de 0,79 Ma para equilibrarse con la temperatura de la caja. Un dique, de 2 m de espesor, tardar solamente 46 das en equilibrarse trmicamente con la roca de caja.

1.3. Transmisin de calor por convectividadLa transferencia de calor por convectividad es el proceso por el cual el calor se transmite conjuntamente con el desplazamiento de la materia. As, por ejemplo, cuando se calienta con un mechero el agua contenida en una tetera, el agua comienza a fluir desarrollando celdas convectivas, las cuales transportan el calor. En cambio, en las paredes de la tetera el calor se transmite exclusivamente por conduccin. El ascenso del magma a travs de la litsfera o la circulacin del agua desde las zonas calientes hacia las fras son los ejemplos tpicos de transmisin del calor por conveccin. De esta manera el magma contribuye a la disipacin trmica de la Tierra, transportando el calor conjuntamente con el magma. Sin embargo, como ya se explic anteriormente, este mecanismo en la litsfera es transitorio y est restringido en el espacio, de modo que en forma global no puede considerarse como eficiente. En los cinturones donde se concentra la actividad magmtica se desarrollan gradientes trmicos horizontales, an no evaluados adecuadamente desde el punto de vista de su incidencia en la geologa, pero se sabe que tienen una profunda influencia en las propiedades reolgicas de las rocas. Los efectos ms importantes que producen son dos: 1) fracturacin trmica en la roca de caja y 2) disminucin de la resistencia de la misma. En el primer caso las fracturas se originan por los cambios de volumen asociados con los cambios de temperatura. Las

20

CORRELACIN GEOLGICA N 15

fracturas que se forman aumentan la permeabilidad de las rocas favoreciendo la circulacin magmtica y/o hidrotermal, promoviendo la alteracin de las rocas. El aumento de la temperatura disminuye la resistencia de las rocas, facilitando su deformacin. Por esta razn en los cinturones orognicos la deformacin se concentra en las fajas donde la actividad magmtica ha sido ms intensa. Cuando las intrusiones tienen dimensiones equiparables con la de los batolitos, el debilitamiento trmico de las rocas de caja alcanza un mximo, y puede abarcar un rea con una extensin superior a la del batolito. La menor resistencia de las rocas en esta rea favorece la absorcin de los esfuerzos regionales, concentrando la deformacin. Estas caractersticas pueden ser empleadas para interpretar la distribucin de la intensidad de las fases orognicas. Dentro de este marco de ideas Llambas y Sato (1990) propusieron que la distribucin de la fase orognica San Rafael, del Prmico Inferior, estara relacionada a las regiones con intensa actividad magmtica, es decir a las regiones menos resistentes. Fuera de ellas la deformacin fue menos intensa y exclusivamente frgil. Tambin la actividad tectnica contribuye a que en los niveles superiores de la corteza el calor pueda ser transmitido por convectividad. Un ejemplo de ello es cuando una lmina de corrimiento es trasladada desde niveles profundos, ms calientes, hacia los niveles superficiales, ms fros. En estos casos se produce una transferencia trmica conductiva, al transportarse el calor conjuntamente con la lmina de corrimiento. Ahora bien, si la velocidad con que se traslada dicha lmina es muy lenta el calor puede llegar a disiparse por conductividad y por lo tanto el transporte convectivo de calor se minimiza. Una manera de estimar las proporciones relativas de calor transmitido por conduccin y por conveccin es utilizando el nmero de Peclet Pe, que relaciona la siguientes variables: v = velocidad, l = distancia, = viscosidad.

P e=

vl

Si el nmero de Peclet es >>1 predomina la transmisin trmica por conveccin; si, en cambio es 0 se denominan fluidos Bingham. En la Fig. 6 se ha representado a uno de estos lquidos que luego de sobrepasar el umbral elstico (0) se comporta como newtoniano. La magnitud de los umbrales elsticos a partir de los cuales el magma comienza a fluir aumenta con . el grado de polimerizacin. La mayora de los magmas silcicos tienen un valor de 0 que impide que pequeos cristales, ms densos que el magma, se hundan, porque la diferencia de la densidad no es lo suficientemente elevada como para generar el esfuerzo necesario para superar el umbral elstico. Es por esta razn que los fenocristales de las rocas volcnicas, en particular las que poseen composiciones intermedias a cidas, no se segregan ni se concentran entre las lminas de flujo durante el movimiento del magma, conservando los lugares donde se han nucleado y crecido. En magmas con menor viscosidad es factible la concentracin de cristales como puede observarse en magmas granticos de alta temperatura con megacristales de feldespato potsico donde estos se segregan en bandas paralelas a las lminas de flujo. Como ejemplo de estos granitos, tenemos los provenientes de la sierra de San Luis, que debido a sus bellas propiedades ornamentales se los puede observar en los frentes de numerosos edificios. . La tasa de deformacin elevada a un exponencial n 1, ( )n, significa que el fluido no tendr una relacin constante entre el esfuerzo y la tasa de cizalla, como es propio de los fluidos newtonianos. En estos casos se dice que el lquido es no-newtoniano. Generalmente n est comprendido entre 1 y 3. En los fluidos no-newtonianos la viscosidad vara de acuerdo con la tasa de deformacin, por lo cual cuando se deforman y estn sometidos a diferentes esfuerzos puede responder con diferentes viscosidades. En general, aunque no siempre es as, en los fluidos no-newtoniano cuanto mayor es el esfuerzo y/o la tasa de deformacin menor es la viscosidad. El trmino comnmente empleado como viscosidad () es una simplificacin del trmino correcto que es viscosidad cinemtica. La viscosidad dinmica (), en cambio, es la viscosidad cinemtica dividida por la densidad (): = -1 y contiene implcito un concepto inercial que se encuentra relacionado con la masa en movimiento, es decir la energa adquirida por la transformacin de la energa potencial (equilibrio) en cintica (movimiento). Tiene importancia en el anlisis de las corrientes convectivas dentro de un cuerpo magmtico debido al

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CORRELACIN GEOLGICA N 15

factor inercial de esas corrientes, que una vez que se inician continua hasta que las fuerzas de rozamiento la detienen. Las dimensiones de la viscosidad dinmica son m2 s-1. La viscosidad de un lquido disminuye sensiblemente con el aumento de la temperatura (Fig. 7). Los magmas con temperaturas prximas a la del liquidus tienen menor viscosidad que cuando sus temperaturas se encuentran prximos al solidus. La variacin de la viscosidad con la temperatura est definida por la ecuacin de Ahrrenius: log = 0 + E RT (7)

donde 0 es la viscosidad a una temperatura definida, E es la energa de activacin necesaria para comenzar con el flujo viscoso, R es la constante de los gases y T la temperatura absoluta (Mysen 1990). 3.1.1. Viscosidad efectiva: La viscosidad del magma libre de cristales y de burbujas se puede calcular por los mtodos de Shaw (1972) y de Bottinga y Weill (1972) que se basan en la composicin qumica. Permiten estimar la viscosidad del magma por encima del liquidus, es decir desprovisto de cristales. Sin embargo, en la mayora de los casos la temperatura del magma se encuentra comprendida entre la del solidus y la del liquidus, por lo cual contiene cristales en suspensin. La viscosidad de un lquido que contiene cristales, o burbujas, en suspensin es8

7fu nd id o

6

rio

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 +

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fu

3

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id

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a le sfu nfun d id

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de

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2

1

ob as t ob l ic a s o lt i c oo l iv n ic o

d id

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0 800 900 1000 1100 1200 1300 1400

Tem peratura

C

Figura 7. Variacin de la viscosidad con la temperatura para distintas composiciones de fundidos magmticos, compiladas por Williams y McBirney (1979).

PROPIEDADES FSICAS DEL MAGMA

59

diferente a la del lquido puro y se denomina viscosidad efectiva, tambin denominada a veces viscosidad aparente. La viscosidad de estos sistemas aumenta exponencialmente con el aumento de la fraccin cristalina o de burbujas. Un lquido que contiene abundantes burbujas se denomina espuma. Las espumas tienen mayor viscosidad que los lquidos puros. Es el clsico ejemplo de la crema de leche batida, proceso por el cual incorpora burbujas, adquiriendo una viscosidad mucho mayor que si estuviera desprovista de ellas. Con el magma sucede algo similar. Su viscosidad aumenta con la proporcin de burbujas. La piedra pmez es un tpico ejemplo de una espuma magmtica congelada y su viscosidad ha sido mayor que la del mismo magma sin burbujas. Las coladas de espuma son raras, por su alta viscosidad y porque la presin interna de las burbujas tienden a fracturar los tabiques que las separan, dando lugar a las erupciones piroclsticas. En cuanto a la influencia que tienen las burbujas sobre la viscosidad efectiva del magma poco es lo que se conoce. Las variables ms importantes a tener en cuenta son: 1) proporcin de burbujas; 2) la tasa de deformacin; 3) la magnitud del esfuerzo tangencial. En las espumas los esfuerzos tangenciales se aplican en los delgados tabiques de lquido que separan las burbujas. De acuerdo con Spera et al. (1988) cuando la tasa de deformacin es baja las burbujas permanecern esfricas y la viscosidad efectiva del magma se incrementa, porque el sistema debe absorber las presiones que se desarrollan en el interior de las burbujas. En los casos en que la tasa de deformacin es alta, las burbujas tambin se deforman, reduciendose de esta manera la viscosidad efectiva. Sin embargo, Jaupart y Tait (1990) sostienen que en la mayora de los casos la viscosidad efectiva excede la del lquido sin burbujas, y que adems tienen un comportamiento tipo Bingham, con un umbral elstico por debajo del cual no fluye. Cuando la presin interna de las burbujas es alta se puede llegar a la fragmentacin, producindose un sistema tipo aerosol donde las presiones internas de los gases disminuyen drsticamente la friccin entre las partculas slidas y por lo tanto la viscosidad del sistema. En los sistemas con partculas slidas en suspensin la viscosidad aumenta exponen-cialmente con la proporcin de partculas. Cuando las partculas se tocan entre si la viscosidad se hace tan elevada que prcticamente impide el movimiento del magma. Como se observa en la Fig. 8, con bajas concentraciones de cristales la viscosidad relativa (ef /) es apenas mayor que la viscosidad del lquido sin cristales, pero cuando la concentracin de los cristales alcanza un porcentaje en volumen de alrededor de 50-60% (fraccin cristalina 0,5-0,6) la viscosidad relativa se incrementa en ms de dos ordenes de magnitud, por lo cual prcticamente el magma queda inmovilizado (Wickham, 1987; Vigneresse et al 1996). Adems, en estas condiciones el magma tambin adquiere una relativa rigidez, que le permite desarrollar fracturas, a pesar que todava no ha terminado de cristalizar. Estas fracturas comienzan a desarrollarse cuando los esfuerzos diferenciales que se desarrollan en el interior de la cmara magmtica exceden a la resistencia a la fractura (Fig. 9). Los modelos ms comunes para calcular la viscosidad efectiva (ef ) se basan en la siguiente relacin: ef = 0 (1 - R) -2,5 (8)

donde 0 es la viscosidad del lquido sin cristales, que se puede calcular por los mtodos de Shaw (1972) y de Bottinga y Weill (1972); y () es la fraccin cristalina expresada en volumen. El valor de R es una constante que depende de la forma y del tamao de los cristales, y de su concentracin. Para una roca gnea con diversos tipos de cristales y elevada concentracin, el coeficiente R se acerca a 1,67 (Marsh, 1981) mientras que para esferas de igual tamao y bajas concentraciones es 1,35.

60

CORRELACIN GEOLGICA N 15

log viscosidad relativa

3

lo g viscosidad rela tiva

2

1

0 0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0

fra cci n en vo lum en de part cula s s lidas

b

fra cci n cristalina, en volum e n

aFiguras 8. Relacin entre la viscosidad relativa ( ef/ ) y la fraccin, en volumen, de partculas slidas. A partir de una fraccin cristalina de alrededor de 0,55-0,60 la viscosidad relativa se incremente rpidamente en varios ordenes de magnitud. a) es segn Wickham (1987); b) es segn Vigneresse et al (1996).

Pinkerton y Stevenson (1992) determinaron que la ecuacin (8) slo poda ser utilizada para magmas de composiciones mficas y bajas concentraciones de cristales. Magmas con estas caractersticas tienen un comportamiento newtoniano. En cambio, los magmas ms silcicos se comportan como lquidos Bingham y sobrepasado el valor de la resistencia al flujo (yield strength) tienen un comportamiento no-newtoniano. Para estos casos Pinkerton y Stevenson (1992) comprobaron que la ecuacin (8) no es suficiente para calcular las propiedades reolgicas para los magmas silcicos con temperaturas comprendidas entre el liquidus y el solidus, por lo cual propusieron nuevas ecuaciones que permiten calcular el valor del esfuerzo del umbral Bingham y el de la viscosidad efectiva. No obstante lo expresado, cualquiera que sea la ecuacin que se utilice para calcular la viscosidad efectiva, hay una generalizada aceptacin que a partir de aproximadamente 60 % de cristales el magma se hace tan viscoso que prcticamente es imposible su movimiento. Como se aprecia en la Fig. 8 la viscosidad efectiva aumenta en varios ordenes de magnitud. A su vez, con esta proporcin de cristales el sistema adquiere una definida resistencia a la fracturacin (Fig. 9). Por esta razn, en numerosos cuerpos plutnicos se pueden formar diques sin-magmticos, porque al producirse las fracturas en los estadios finales de la cristalizacin, inmediatamente se rellenan con el magma residual. Los valores de la resistencia al flujo (0) en los magmas que se comportan como lquidos Bingham se encuentran comprendidos entre unos pocos Pascales y aproximadamente unos 400 Pa. Pinkerton y Stevenson (1992) calcularon para el domo dactico del volcn Santa Helena, USA, una resistencia al flujo de 370 Pa y una viscosidad efectiva comprendida entre 3,5 x 109 y 3,7 x 1012 Pa s para una tasa de deformacin de 1 s-1 y de 1 x 10-10 s-1 respectivamente. Manley (1996) calcul para una voluminosa colada de riolita una resistencia al flujo de 17,5 Pa, asumiendo un contenido de 1 % de fenocristales y una viscosidad calculada de 3,5 x 109 Pa s. Para la misma colada, pero con 30% de fenocristales y una viscosidad calculada de 1,2 x 1010 Pa s, la resistencia al flujo result ser de 51,7 Pa. El hecho que el magma cido posea un reologa no-newtoniana, que sigue la ley exponencial (power law), significa que su viscosidad puede variar de acuerdo con la tasa de deformacin.

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esfue rzo tangencial (P a)

10 10 10

8

6

4

10

2

1 0 0 ,2 0 ,4 0 ,6 0 ,8 1 ,0

fra cci n de fundid oFigura 9. Variacin de la resistencia a la ruptura de los fundidos silicticos conteniendo diversas cantidades de cristales en suspensin, segn Wickham (1987). En el rea sombreada no hay datos. Los magmas con ms de 65 a 70 % de cristales poseen una resistencia que les permite fracturarse.

Para deformaciones rpidas su viscosidad es en numerosas ocasiones menor. Esto significa que durante el ascenso de un magma cido a travs de la corteza, si los esfuerzos al que est sometido son elevados, como por ejemplo puede ser el caso de un fuerte gradiente de presin, el magma fluir con mayor facilidad, debido a que responder con una viscosidad menor, respecto al mismo magma pero cuya deformacin se efectuara con una menor velocidad. Esto explica porque los magmas cidos pueden recorrer largos trayectos dentro de la corteza, e inclusive llegar hasta la superficie, sin congelarse en el camino. Para lograr esto se deben mover a alta velocidad para evitar la prdida de calor por conduccin. El comportamiento no-newtoniano de los magmas viscosos se puede reflejar en las situaciones extremas representadas en el esquema de la Fig. 10. En el caso representado en la Fig. 10a, en el cual una cmara magmtica se est drenando a travs de una fractura con diseo en chelon, que no es continua hasta la superficie. El esfuerzo a que est sometido el magma corresponde a la diferencia entre su densidad y la de la columna de rocas que est por encima. El esfuerzo resultante es muy pequeo y por lo tanto el magma se comporta con elevada viscosidad porque la tasa de deformacin es pequea, formando cuerpos intrusivos menores con formas de lacolitos. En el ejemplo dado en la Fig 10b) la cmara magmtica esta relacionada a una fractura continua hasta la superficie. El esfuerzo resultante ser proporcional a la diferencia entre las densidades del magma y la del aire, que es mucho mayor que en el caso anterior. El gradiente de presin es muy alto. La tasa de deformacin en este caso es elevada. Adems, se establece un gradiente de presin mayor, debido a que el peso de la columna de aire es mucho menor que el peso de la columna de rocas. Esta diferencia de presin, que puede llegar normalmente en la corteza superior hasta 25 MPa km-1 , produce la succin del magma. Un ejemplo cotidiano de este proceso es cuando se abre la puerta de un avin a 10000 m de altura con una presin interna similar a la de la superficie. Este presupuesto energtico es suficiente para desencadenar una erupcin y es mucho ms efectivo aun si la propagacin de la fractura y el relleno de la misma por el magma son simultneos.

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h

a

b

Figura 10: Dos ejemplos, no escala, de como puede influir en el modo de ascenso y en la forma de los cuerpos el comportamiento no-newtoniano de los magmas silcicos. En ambos ejemplos se trata de un mismo magma, con igual composicin, temperatura, y cantidad de cristales en suspensin y ascienden por la diferencia de densidad con la de la roca de caja. a): En este ejemplo las fracturas no estn conectadas con la superficie, por lo cual el magma para ascender debe vencer un esfuerzo proporcional a gh, siendo la densidad promedio de la columna (h) de rocas y (g) la aceleracin de la gravedad. El esfuerzo resultante de la diferencia en las densidades es pequeo y por lo tanto la tasa de deformacin tambin es pequea, por lo cual el magma se comporta con alta viscosidad, formando lacolitos. En b) la fractura est conectada con la superficie y la presin que debe vencer el magma es solamente la atmosfrica ms el peso de la columna del magma. Los esfuerzos diferenciales son elevados y por lo tanto la tasa de deformacin tambin es elevada, por lo cual el magma se comporta con baja viscosidad y se escurrir fcilmente a travs de la fractura. Adems, se debe tener en cuenta que el ascenso del magma se favorece con el aumento del gradiente de presin, que en la parte superior de la corteza es de 25 MPa km-1 y que succiona a la cmara magmtica. El gradiente de presin en a es menor que en b porque la fractura no est conectada con la superficie. El modelo ms probable es aquel en que la fractura se propaga desde el techo de la cmara magmtica hasta la superficie y el magma llena la fractura con una velocidad similar a la de la propagacin de la fractura.

En aquellos casos en que el agua no se encuentra disuelta en el magma, sino que est separada como una fase gaseosa, la viscosidad del magma cambia drsticamente porque ya no se comporta como un lquido puro, sino como un sistema lquido-gas. En algunos casos muy particulares, como por ej. en la cabeza de una columna magmtica saturada en agua, el sistema llega a constituir una verdadera espuma. Si la presin interna de cada una de las burbujas de gas excede la resistencia del magma que las contienen se produce la fragmentacin de ese lquido, proceso que va acompaado por un inusual aumento del volumen y un enfriamiento adiabtico. Debemos tener presente aqu,

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que cuando el crecimiento de las burbujas es muy rpido, la tasa de deformacin del magma que las rodea es elevada, por lo cual responde desde el punto de vista reolgico casi como un cuerpo rgido, en particular si la viscosidad es alta. En estos casos cuando la presin interna de las burbujas excede a la resistencia a la fractura en tensin se produce la fragmentacin en forma explosiva. Por el contrario, si la expansin de cada burbuja se produce en forma muy lenta, es decir con una tasa de deformacin muy pequea, la resistencia de los tabiques es tambin muy pequea, deformndose por flujo y al no poder acumular esfuerzos no se fractura en forma explosiva. En estos casos es comn la coalescencia de las burbujas, lo cual permite la formacin de conductos que aumentan la permeabilidad del sistema y el escape de los gases, disminuyendo la presin interna del sistema (Klug y Cashman, 1996). 3.1.2. Flujo laminar y turbulento: Cuando un fluido fluye lo puede hacer de dos maneras: en forma laminar o en forma turbulenta. En el movimiento laminar los planos de flujo son paralelos entre si y no se mezclan entre ellos. El flujo turbulento est caracterizado por la formacin de pequeos remolinos, que comnmente se desprenden de las lminas de liquido que le dieron origen y avanzan en forma independiente. De esta manera los remolinos interactan con las porciones de flujo laminar mezclndose. Las variables que ms influyen en la manera como un lquido fluye son la velocidad con que se mueve, la cual depende muy estrechamente de la viscosidad, y el espesor del conducto. El nmero de Reynolds relaciona estas variables y establece si el movimiento es laminar o turbulento. En los casos que el nmero de Reynolds es > 1 es turbulento. El nmero de Reynolds (Re) es la relacin entre el esfuerzo inercial ( 2; donde = densidad y = velocidad) y el esfuerzo tangencial ( ; donde = viscosidad) dividido por el espesor del conducto (L): Re = 2 L De acuerdo con la ecuacin (9), las elevadas viscosidades de los magmas silcicos favoreceran un nmero de Reynolds pequeo, promoviendo un flujo laminar que se asume es muy frecuente en estos magmas. Los estructuras de los diques (vase el captulo cuerpos laminares) apoyan esta hiptesis. Sin embargo, no habra que descartar en estos magmas la posibilidad de flujos turbulentos, debido a la alta velocidad con que deben moverse en una fractura para no congelarse. Es posible que con el progresivo enfriamiento del magma al aumentar la viscosidad pase de turbulento a laminar. Durante el flujo un lquido puede arrastrar partculas y bloques y segregarlas en bandas. En los diques las partculas slidas se concentran en el centro (Fig. 11) y en un cuerpo magmtico globoso los cristales de mayor tamao se pueden acumular en bandas paralelas al flujo (Fig. 12). Para que esto pueda suceder los esfuerzos que desarrolla el magma deben ser superiores a la resistencia que oponen al flujo los componentes slidos. Si el lquido tiene un comportamiento Bingham deben ser superiores al umbral elstico. = L (9)

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3.2. ReptacinEl flujo constante de los agregados policristalinos se llama reptacin (en ingls = creep) y se favorece con el aumento de la temperatura. Para lograr un flujo constante ante un esfuerzo constante es necesaria una temperatura mayor que aproximadamente la mitad de la temperatura de fusin de esa roca o mineral. El flujo de los agregados cristalinos depende de un umbral energtico, necesario para iniciar la deformacin de la celda cristalina, el cual se denomina energa de activacin. El valor de la energa de activacin depende de cada uno de los minerales que componen la roca, siendo las rocas ricas en halita las que poseen una de las ms bajas energa de activacin (Tabla 1). Por este motivo, son las rocas que fluyen con mayor facilidad, inclusive a bajas temperaturas. Ejemplo de ello son los diapiros de sal. Al igual que en los lquidos, la deformacin por reptacin es un proceso dependiente del

D M

Figura 11. Dique de granito de grano fino (D) intruido en un granito con megacristales de feldespato potsico (M). Batolito de Las Chacras, sierra de San Luis. En el centro del dique se encuentran inclusiones de esquistos biotticos. La concentracin de las inclusiones se debe al efecto Bagnold, que consiste en desplazar las partculas slidas desde las zonas de alta tasa de cizalla en los bordes del dique hacia la zona de baja tasa de cizalla en el centro.

tiempo y no es recuperable. Sin embargo, como la deformacin afecta la red cristalina los minerales se tornan inestables energticamente y tienden a recuperarse, proceso que se acelera con la temperatura o por la interaccin con los fluidos intersticiales. En los procesos de reptacin, a diferencia de los fluidos newtonianos, la velocidad con que se acumula la deformacin es variable al comienzo, hasta que se hace constante. Luego de un tiempo, cuando las redes cristalinas han acumulado una elevada deformacin y por lo tanto se saturan, se produce un endurecimiento (strain hardening), que conduce a ruptura (Fig. 13). La ecuacin general que relaciona la tasa de deformacin con el esfuerzo diferencial se denomina ley exponencial de reptacin (power law creep). En ella la tasa de deformacin est

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Figura 12. Concentracin de megacristales de feldespato potsico como consecuencia del flujo en un granito. Se puede observar que entre los megacristales ha quedado una delgada pelcula de magma, rica en plagioclasa, biotita y cuarzo, que es muy difcil de expulsar por la gran cantidad de energa que se requiere para ello.

relacionada a la ensima potencia del esfuerzo diferencial por la ecuacin de Dorn: = C0 n exp (-Q/RT)

.

(10)

donde R es la constante universal de los gases (8,3144 x 10-3 kJ mol-1 K-1 ); T es la temperatura absoluta; C0 es una constante prcticamente independiente del esfuerzo, la presin, y de la temperatura; Q es la energa de activacin, expresada en kJ mol -1, que corresponde a la energa necesaria para iniciar la deformacin de la celda cristalina de cada uno de los minerales. Esta constante tambin se la conoce como la entalpa (H) de activacin del creep. En la Tabla 1 se dan los valores de Q para diferentes minerales. Las rocas al estar compuestas por diferentes minerales tienen un valor de Q que depende de la proporcin de cada uno de ellos. Las rocas ricas en cuarzo(Q = 100-150 kJ mol-1), propias de la corteza superior, son ms blandas (= menos competentes) que las rocas ricas en feldespatos (Q = 200-250 kJ mol-1), propias de la base de la corteza. La ausencia de sismos en la corteza inferior se debe al bajo valor de Q de la plagioclasa, que es uno de los minerales ms abundantes. Las rocas del manto, ricas en olivina (Q = 400-550 kJ mol-1) son las mas duras (= ms competentes). Debido a esta propiedad, la parte superior del manto es mucho ms rgida que la corteza inferior (Fig. 4, Estructura de la Tierra), la cual fluye con facilidad, a pesar que su temperatura es menor que la del manto. El exponente del esfuerzo diferencial (n) es normalmente >1, excepto en las rocas de grano muy fino, y con frecuencia se encuentra comprendido entre 1 < n < 5 (Tabla 1). En sntesis, la ley exponencial de reptacin expresa que la tasa de deformacin vara con la potencia ensima del esfuerzo, implicando que un agregado cristalino puede deformarse y fluir de distintas maneras segn sea la magnitud del esfuerzo. El resultado de esto es que al aumentar

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Rocas

Log10 C0 (GPa-n s -1) 16,7 3,0 1,9 1,2 2,0 3,2 3,0 3,7 2,8 -0,2 1,6 2,0 4,3 6,5 11,7 9,9 25,8 20,6 14,4 15,3

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 (hmeda) Cuarcita (hmeda) Cuarcita (hmeda) Granito (seco) Granito (seco) Granito (hmedo) Diorita cuarcfera Diabasa Diabasa Caliza Mrmol Mrmol Dunita (seca) Dunita (seca) Dunita (seca) Dunita (hmeda) Dunita (hmeda) Aplita

5,3 2,0 2,9 1,9 2,8 2,4 2,6 1,8 3,1 2,9 3,4 1,9 2,4 3,4 3,0 2,1 7,6 4,2 3,5 0,6 3,6 0,2 3,5 0,6 3,5 4,5 0,2 3,4 0,2

Manto

Dunita (seca)

Corteza

15,3 15,0 16,1 14,2

Tabla 1: constantes experimentales que controlan la ley exponencial de reptacin de la corteza y del manto (tomado de Allmendiguer, 1987).

el esfuerzo se acorta el tiempo del endurecimiento de la deformacin (strain hardening) y a menos que haya efectos secundarios que eviten el endurecimiento, como por ejemplo es la recuperacin de las redes cristalinas, el flujo constante podra cesar llegando a ruptura. En estos casos se dice que el material se fatiga. De acuerdo con estas propiedades es muy difcil encontrar en las rocas, en escalas mesoscpicas, deformaciones enteramente plsticas. Junto con el flujo puede haber fracturas, que se pueden deber a endurecimientos locales o cambios de fases que aceleran la tasa de deformacin. Los mecanismos por los cuales los minerales se deforman plsticamente tienen un amplio espectro de variacin: migracin de sitios vacantes de la red, maclamiento y formacin de planos kink, difusin a lo largo del contacto entre minerales, solucin y recristalizacin etc. La

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.

tt0

O

t0

t1

t

Figura 13. Variacin de la deformacin con el tiempo en un tpico proceso de reptacin de un agregado policristalino. Al principio, cuando se aplica un esfuerzo, en t0, se produce una deformacin instantnea (0), que es sucedida por una deforma. cin que es variable en el tiempo (t) y que luego se hace constante (t). Este ltimo tramo es la caracterstica propia de la reptacin. En t1 el material se fatiga y se fractura.

ecuacin (10) de Dorn slo se refiere a uno de ellos, pero no es el objeto de este manual describir estos procesos en detalle, descriptos en detalle por Ranalli (1987), Poirier (1985 y 1991), Nicolas (1987), entre otros.

3.3. DensidadOtra propiedad fsica del magma es la densidad, la cual tiene una estrecha relacin con el ascenso, emplazamiento y el desarrollo de las estructuras internas de los cuerpos gneos. Comnmente el magma tiene una densidad menor que la de la roca de caja, generando esfuerzos diferenciales que promueven el ascenso del magma en la litsfera. La densidad de los fundidos silcicos es de aproximadamente 2200 kg m-3 y la de los fundidos ultramficos es de 3100 kg m3 . Para un magma cuya composicin no vara, la densidad aumenta a medida que disminuye la temperatura y se incrementa la proporcin de cristales en suspensin. La densidad del fundido disminuye con el incremento de los voltiles disueltos. En la corteza las rocas estn estratificadas de acuerdo con la densidad, que aumenta con la profundidad. 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). La densidad de las rocas y de los fundidos vara con la presin, a temperatura constante, de acuerdo con la siguiente ecuacin: = 1 V V

( )P

T

siendo el coeficiente de compresibilidad isotrmica, cuyos valores ms frecuentes son 7 Pa-1 (= 7 x 10-5 barias-1) para magmas y de 0,13 Pa-1 (= 1,3 x 10-6 barias-1) para rocas completamente

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cristalizadas. Esto significa que en los niveles superiores de la corteza cada 2,6 km de profundidad el magma se comprimir 7 x 10-6 % y por lo tanto el piso de una cmara magmtica vertical de 2,6 km de profundidad tendr una densidad apenas mayor que en el techo. La compresibilidad del magma es tan baja que comnmente se lo considera como incompresible para los clculos del flujo a travs de un conducto y debido a esta propiedad tampoco se incluyen los cambios de temperatura adiabticos. En la Fig 15 se observa como la densidad de fundidos con la composicin de ugandita y de riolita peralcalina aumenta linearmente con la presin (Lange y Carmichael, 1990). A 1500 MPa (=150

zona don de la flotabilida des cero10

densidad asum ida del m agm a: 2500 10 kg/m 3

p ro fun d id a d , km

densidades hipotticas de las rocas de la corteza y el m anto en funci n de la profundidad

20

co rte z a

30

m an todensidad m edia de las rocas de la corteza y el m anto

40

50 2400 2600 2800

d e ns ida d , kg /m 3

3000

3200

3400

Figura 14: Variacin de la densidad con la profundidad en la parte superior de la litsfera, segn Corry (1988). En lnea recta escalonada se da la variacin hipottica de las densidades de las rocas de la corteza, y a partir de los 30 km de profundidad corresponde al manto. La lnea de guiones largos con puntos corresponde a una densidad promedio. La doble lnea de guiones horizontal indica la zona donde la flotabilidad tiende a cero para un magma con densidad de 2500 10 kg m-3.

kb) de presin, que es equivalente a la de la base de la corteza, el fundido rioltico tiene una densidad superior en aproximadamente 13% respecto al mismo fundido en la superficie, y es similar a la del producto cristalizado cerca de la superficie. La densidad de un fundido rioltico peralcalino, a una misma presin y temperatura, disminuye con el contenido de agua disuelta. Para una presin confinante de 500 MPa (= 5 kb) y una tempera