Estructuras plutónicas
Movimiento del magma en la corteza y estructuras resultantes
Cuando el magma asciende a través de la corteza, desplaza con fuerza las rocas preexistentes, llamadas encajonantes o anfitrionas.
Las estructuras que resultan del emplazamiento (colocación) del magma en rocas preexistentes se denominan intrusiones o plutones.
Dado que todas las intrusiones se forman muy por debajo de la superficie de la Tierra, se estudian principalmente después de que se han exhumado hasta quedar expuestas, esto es, después de la elevación del terreno y erosión de rocas que se encontraban por arriba. El desafío consiste en reconstruir los eventos que generaron estas estructuras en condiciones muy diferentes en las profundidades subterráneas, hace millones de años.
Todas las formas plutónicas tienen conexiones íntimas con las lavas que brotan en la superficie. Las intrusiones se producen en una gran variedad de tamaños y formas, sus nombres específicos obedecen a la forma y relación que presentan con la roca encajonante. Algunos plutones tienen una forma tabular, mientras que otros son irregulares ó masivos. Se dice que los cuerpos ígneos son discordantes si atraviesan las estructuras existentes, como la estratificación, y concordantes si se inyectan paralelamente a estructuras tales como los estratos sedimentarios.
Diques y mantos (sills).
Son cuerpos intrusivos tabulares que se producen cuando el magma es forzado a inyectarse a lo largo de planos de debilidad de la roca.
Los diques son cuerpos discordantes se forman por inyección del magma en fracturas o fallas que atraviesan los planos de estratificación de la roca madre.
Los sills o mantos, en contraste, son cuerpos concordantes y generalmente horizontales. Se forman por inyección del magma en los planos de estratificación de la roca encajonante en otros planos de debilidad como el contacto entre formaciones u otras estructuras rocosas.
En general, los diques son conductos tabulares que sirven para transportar magma hacia arriba, mientras que los mantos, por su tendencia a la horizontal, tienden a acumular magma y aumentar su espesor.
Ambos son generalmente poco profundos ya que se forman donde las rocas del terreno son lo suficientemente frágiles como para fracturarse. Su espesor puede variar desde menos de un milímetro hasta más de un kilómetro.
Si bien los diques y mantos pueden formarse como cuerpos aislados, los diques tienden a presentarse en grupos de varios paralelos entre sí, llamados enjambres de diques. Estas estructuras múltiples reflejan la tendencia que tienen las fracturas de formar conjuntos, como respuesta a las fuerzas de tensión, “estrellando” y separando la roca frágil del terreno. Los diques también pueden presentarse irradiando desde un cuello volcánico erosionado, como los radios de una rueda (diques radiales). En estas situaciones, el ascenso activo del magma generó fisuras en el cono volcánico del cual fluyó la lava. En otros casos, algunas estructuras volcánicas desarrollan fracturas anulares a lo largo de las cuales se alojan los conductos alimentadores formando una geometría de diques anulares, favoreciendo que la estructura volcánica y rocas encajonantes colpasen
Los diques con frecuencia son más resistentes que la roca encajonante y, por lo tanto, se desgastan más lentamente destacando como elementos fisiográficos distintivos. En consecuencia, cuando quedan expuestos por la erosión, los diques tienden a tener una apariencia similar a una pared, destacando sobre la roca hospedera.
Como los diques y sills tienen un espesor relativamente uniforme y pueden extenderse por muchos kilómetros, se considera que son el producto de magmas fluidos. Un ejemplo de un digue muy grande es el sill de las Palisades (Estados Unidos). Expuesto a lo largo de 80 kilómetros a lo largo de la orilla oeste del río Hudson en el sureste de Nueva York y el noreste de Nueva Jersey, con un espesor de 300 metros.
Lacolitos, lopolitos y facolitos
Son plutones concordantes cercanos a la superficie, similares a los sills, donde el magma es alimentado por un dique o conducto inferior hasta inyectarse concordantemente formando una masa lenticular, cuyo mecanismo de inyección y/o viscosidad los hace de mayor espesor en su parte central. En los lacolitos la masa es abombada o en forma de domo de base plana, deforma combando hacia arriba a los estratos superiores. El magma de los lacolitos se considera con poca capacidad para fluir, esto es con una viscosidad suficiente como para formar su característica forma de domo, esto es de una composición más bien félsica ó félsico- intermedia. En los lopolitos la masa lenticular tiene forma de cubeta, su origen se relaciona más con su mecanismo de emplazamiento que con la viscosidad. Los facolitos pueden tener un aspecto similar al lacolito o lopolito, esto es pueden estar tanto abombados hacia arriba o hacia abajo, la diferencia es que en los lacolitos y lopolitos es la intrusion la causante del abombamiento, en cambio en los facolitos su forma abombada la adquieren por haberse emplazado paralelos a la estratificación en rocas sedimentarias previamente plegadas, es decir siguen la forma de los pliegues.
Geometría de las estructuras plutónicas
(figura modificada de original en: Wikimedia Commons: https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Intrusion_types.svg)
Estructuras plutónicas con énfasis en las diferencias entre lacolito, lopolito y facolito. El lacolito se inyecta y, debido a su viscosidad, abomba hacia arriba las capas superiores (frecuente en magmas silíceos). En el lopolito, es el emplazamiento el que le da su forma de cubeta y es más frecuente en magmas máficos. En el facolito el magma se inyecta en las curvaturas depliegues previos.
Batolitos.
Los batolitos [de βάθος (bathos) = profundidad y λίθος (lithos) = piedra], son los plutones de mayor tamaño, algunos llegan a poco menos de 10 km de espesor o hasta solo 2 a 3 km, su longitud es de varios cientos de km y su ancho de hasta 100 km. Por definición, un cuerpo plutónico debe tener una superficie expuesta mayor a 100 km2 para ser considerado un batolito.
Suelen estar compuestos por tipos de rocas félsicas e intermedias y usualmente se nombran como “batolitos de granito”. Hoy sabemos que los grandes batolitos se producen por cientos de inyecciones discretas de magma que forman cuerpos intrusivos más pequeños (plutones) que se apiñan íntimamente o se penetran entre sí. Estas masas bulbosas se van formando a lo largo de millones de años.
El conjunto de plutones aglomerados que al cabo del tiempo conforman un batolito, se suelen emplazan en rocas sedimentarias plegadas y metamórficas mediante mecanismos aun en discusión, los cuerpos buoyantes de magma ascienden empujando con fuerza a la rocas encajonantes, las que por estar a niveles profundos de la corteza se comporta de forma dúctil permitiendo el ascenso del cuerpo magmático. Conforme este proceso se ralentiza, los cuerpos magmáticos pueden fundir y asimilar a la roca encajonante y ser mezclados los magmas de los distintos plutones discretos en ascenso. Una vez que el cuerpo asciende a niveles más someros, donde la roca encajonante es más fría y quebradiza, el ascenso se detiene y bloques del techo de la cámara, que está caliente, se desprenden y se hunden en el magma, quedando sin ser asimilados.
Xenolitos [de ξένος (xenos) = extraño, λίθος (lithos) = piedra], son bloques de material extraño al magma que no fueron incorporados. Algunos son fragmentos de la roca encajonante caída al magma, y en los casos de ascensos rápidos son trozos arrancados de roca del manto durante el ascenso del magma.
Xenolitos de olivino, constituyente principal de las peridotitas del manto, en un basalto vesicular
Los plutones irregulares más pequeños se denominan "stocks" o troncos. Sin embargo, en diversos casos se ha visto que muchos "stocks" parecen ser más bien porciones de cuerpos intrusivos mucho más grandes que no están visibles y que en caso de que estuvieran completamente expuestos, se clasificarían como batolitos.
En esta figura se ilustran los tipos de plutones descritos y el proceso de exhumación de estas estructuras plutónicas.