Procesos Magmáticos de la Corteza Superior

Formación de Pórfidos

Desvelando los Procesos Magmáticos Clave en la Formación de Pórfidos

Adéntrate en el fascinante mundo de los procesos magmáticos que esculpen la corteza superior de la Tierra y son fundamentales para la génesis de valiosos depósitos de pórfido Cu-Mo-Au. Este análisis profundo revela cómo el ascenso del magma, impulsado principalmente por la flotabilidad, está intrínsecamente ligado a la tasa de suministro de magma, un factor crítico en el plutonismo. Explora la mecánica de la propagación de diques, donde la presión del magma y su viscosidad dictan el transporte a través de la roca huésped, con la intrigante formación de cavidades en la punta de la grieta que facilitan el flujo.

Cámaras magmáticas

Comprende la formación de plutones en la corteza superior, influenciada por contrastes de densidad local y la acumulación en el nivel de flotabilidad neutra (LNB), dando origen a sills y diques laterales. Descubre los mecanismos de emplazamiento magmático en la corteza somera, donde la sobrepresión magmática (hidrostática, volátil o tectónica) y el esfuerzo tectónico moldean la forma de los plutones (sills, lacolitos, lopólitos) y la orientación de los diques. Analizamos la considerable cantidad de magma necesaria para generar depósitos de cobre gigantes y la evidencia de extensas cámaras magmáticas activas en la actualidad. Finalmente, examinamos la compleja relación entre el vulcanismo y la formación de estos importantes sistemas minerales, destacando tanto su potencial constructivo como destructivo.

Contenido:

Ascenso y Transporte del Magma en la Corteza Superior

La flotabilidad relativa constituye la principal fuerza motriz para el ascenso del magma hacia la superficie.
La tasa de suministro de magma emerge como el factor limitante primordial en el desarrollo de plutones granitoides, ya que el magma tiende a solidificarse al perder calor a menos que un flujo constante de magma caliente mantenga la expansión o extensión.
El transporte de magma a través de diques se define por el equilibrio dinámico entre la fuerza ascensional de la flotabilidad del magma y la resistencia friccional del arrastre viscoso.
La propagación de la punta de la grieta en los diques se produce debido a la intensificación local del estrés generado por la presión del magma en el extremo de la fractura.
En la punta de la grieta de un dique en propagación, se forma una cavidad de baja presión debido a la viscosidad del magma y la deformación elástica de la roca huésped. Esta baja presión es la que impulsa el magma hacia la grieta en expansión.
La velocidad de propagación de un dique está principalmente controlada por la viscosidad del magma, más que por la resistencia a la fractura de la roca circundante.
Las fracturas que contienen magma pueden volverse autopropagantes, incluso de manera catastrófica, siempre que la presión del magma se mantenga y la tasa de suministro sea suficiente para prevenir la solidificación dentro del dique.
La congelación en la punta de la grieta no impide la propagación, ya que la fractura puede avanzar a través del bloque como si fuera roca huésped normal.
Además de la presión del magma, otros factores contribuyen a la propagación de diques: la flotabilidad (basada en el contraste de densidad), la expansión por descompresión del magma y el debilitamiento hidrolítico en la punta de la grieta.
La exsolución localizada de volátiles en la punta de la grieta, causada por la generación de una zona de baja presión, puede reducir la presión negativa que atrae el magma. En casos extremos, la fractura puede propagarse como una grieta llena de volátiles, lo que puede ser aún más rápido debido a la mínima resistencia viscosa y podría conducir a la formación de tubos de brecha.
Se estima que tan solo un 7% de vesículas (burbujas de gas) en un magma basáltico es suficiente para disminuir su densidad lo necesario para impulsar la formación de diques de más de 10 km de longitud.

Formación y Emplazamiento de Plutones en la Corteza

La altura del ascenso magmático y el nivel de flotabilidad neutra (LNB) están controlados principalmente por contrastes de densidad local en lugar de la presión hidrostática total.
Puede ocurrir un sobreimpulso del magma de unos pocos kilómetros más allá del LNB, pero generalmente el magma tiende a acumularse horizontalmente formando sills en este nivel.
El aumento de presión debido a la acumulación de magma en el LNB puede generar fracturas laterales en la roca. Estas fracturas se propagarán como diques laterales en regímenes de esfuerzo extensional y como sills en condiciones de esfuerzo compresional o donde el LNB representa un límite reológico significativo (como la interfaz entre el basamento cristalino y la cobertura sedimentaria).
La propagación de los diques puede cesar debido a diversos factores: (a) Reducción de la presión y la tasa de suministro de magma, lo que disminuye el flujo y provoca la congelación. (b) Achatamiento o redondeo de la punta de la grieta al intersectar una capa altamente dúctil (como una caliza o lutita). (c) Intersección de una zona muy frágil que resulta en la dispersión del estrés a través de múltiples puntas de grietas en una zona de brecha. (d) Intersección de una fractura con deslizamiento libre, que desvía la tensión. (e) El mecanismo de Cook-Gordon, donde el estrés tensional en la punta de la grieta causa fallas a lo largo de discontinuidades horizontales delante de la grieta, lo que lleva al estancamiento del magma y la formación de plutones lacolíticos o tabulares.
La formación y expansión de plutones en la corteza somera requiere una sobrepresión magmática, que puede originarse de tres fuentes principales: (1) Sobrepresión hidrostática debida a la flotabilidad del magma. (2) Presión de los volátiles disueltos en el magma. (3) Esfuerzo tectónico aplicado a la región (que puede exceder la resistencia a la tracción de la roca frágil).
La forma final de los plutones emplazados en la corteza somera puede variar significativamente, incluyendo: expansión lateral (sills), levantamiento del techo (lacolitos) y depresión del suelo (lopólitos). Los plutones pueden evolucionar desde sills delgados hasta formar extensos complejos batolíticos.

Influencia del Esfuerzo Tectónico en el Emplazamiento Magmático

El régimen de esfuerzo tectónico local en la corteza superior ejerce una influencia significativa en la orientación de los diques, la alineación de los conductos volcánicos alimentados por ellos y los estilos de erupción volcánica.
En regímenes de tensión, la fractura de las rocas requiere esfuerzos menores que en compresión, lo que tiende a focalizar el emplazamiento magmático en dominios extensionales. Sin embargo, la menor presión de confinamiento puede provocar que el ascenso del magma se detenga en el LNB. Si el magma posee baja viscosidad y la tasa de suministro es elevada, se puede generar vulcanismo de inundación.
Bajo condiciones de compresión horizontal, si la presión del magma (flotabilidad) no es suficiente para superar la resistencia de la roca mediante la propagación de la punta de la grieta, se formarán fracturas extensionales horizontales y el magma se acumulará formando sills o lacolitos. En general, la compresión dificulta el ascenso del magma y favorece el desarrollo de zonas de mezcla y asimilación en la corteza inferior (zonas MASH) y la acumulación de reservorios magmáticos profundos.
En regímenes de transpresión (o transtensión), se favorece la creación de conductos verticales de menor estrés a lo largo de discontinuidades y escalones en corredores de falla de rumbo, lo que facilita el emplazamiento magmático enfocado.
Se pueden formar cámaras magmáticas subvulcánicas en la corteza superior en el contacto entre el basamento y la suprasestructura debido a contrastes de flotabilidad o reología.
Las cúpulas que se desarrollan en la parte superior de los plutones pueden formarse en respuesta a la tensión extensional en las rocas de cobertura. Existe la posibilidad de que se inicien como tubos de brecha llenos de vapor que posteriormente son rellenados con magma.

Volumen Magmático y la Génesis de Sistemas de Pórfido de Cobre

La formación de depósitos de pórfido de cobre (PCD) de gran tamaño requiere un volumen significativo de magma en la corteza superior, estimado en ≥100 km³.
Para formar un depósito gigante de 10 Mt de cobre, se calcula que se necesitan aproximadamente 63 km³ de magma, asumiendo una eficiencia de extracción del 100%. Esta cifra sugiere que para depósitos aún más grandes como El Teniente, se podrían requerir volúmenes de hasta 300 km³.
Volúmenes magmáticos de esta magnitud son considerados razonables, ya que una cámara de 100 km³ representaría una esfera de casi 6 km de diámetro o un disco de 1 km de espesor y más de 11 km de diámetro. Intrusiones de estas dimensiones son comunes, y erupciones volcánicas masivas demuestran la existencia de tales volúmenes de magma en momentos dados.
Se ha observado deformación superficial de entre 30 y 50 km de ancho asociada a la presencia de cuerpos magmáticos situados entre 5 y 17 km de profundidad en la región de los Andes Centrales.
En los Andes Centrales también se ha identificado evidencia de grandes centros volcánicos de larga duración (alrededor de 10 millones de años), como el complejo volcánico Antofalla.
El complejo intrusivo Escondida (~38 Ma) en el norte de Chile presenta intrusiones de diorita y pórfido a niveles someros distribuidas en un área de 20×20 km.
Estudios aeromagnéticos han revelado la presencia de grandes anomalías magnéticas negativas (de ~30 km de diámetro) asociadas a importantes sistemas de pórfido de cobre como Escondida, Zaldívar y Chimborazo, lo que sugiere la existencia de extensos sistemas plutónicos subyacentes de proporciones batolíticas.
Anomalías magnéticas negativas similares se han identificado asociadas a los sistemas de pórfido de Chuquicamata y El Abra.

La Relación entre Vulcanismo y la Formación de Pórfidos

Se ha sugerido que los depósitos de pórfido de cobre suelen estar subyacentes a volcanes compuestos.
Sin embargo, se ha propuesto que erupciones volcánicas de gran magnitud que vacían una porción significativa de la cámara magmática podrían destruir el potencial para la formación de depósitos de pórfido.
Se considera que erupciones más pequeñas podrían ser productos inevitables de los procesos de desgasificación y recarga de magma, ambos considerados esenciales para la formación de mena hidrotermal magmática asociada a pórfidos.

Autor y Fecha de Publicación:

Jeremy P. Richards (2012)

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