Reología - Asociación Geológica Argentina

REFLEXIONES SOBRE REOLOGÍA DE FLUIDOS.
APLICACIÓN AL MAGMA Y SUS ERUPCIONES
Eduardo Jorge Llambías
Profesor Emérito Universidad Nacional de La Plata-CONICET
Instituto de Investigaciones Geológicas, Calle 1 ·644. B1900TAC, La Plata, Argentina
<[email protected]>
1. CONCEPTOS FUNDAMENTALES
1. Introducción
La reología es la ciencia que describe como se deforman las materiales. La
deformación es causada por el esfuerzo de cizalla y no por el esfuerzo normal. Este último
solo produce compresión y dilatación. Existen dos maneras extremas de deformarse un
cuerpo ante un esfuerzo de cizalla:
1) El cuerpo se deforma en forma instantánea y la energía proporcionada por el esfuerzo
se almacena en el material, mayormente en las celdas cristalinas de sus componentes.
Los materiales que deforman de esta manera son los sólidos y son los que adquieren
resistencia y pueden transmitir el esfuerzo. Los sólidos ideales son los que responden
a la teoría de elasticidad, por lo cual la deformación previa a la ruptura es
recuperable.
2) La deformación del material depende del tiempo de la aplicación del esfuerzo de
cizalla. Ceden ante un esfuerzo de cizalla constante, por más pequeño que sea, y
continúan deformándose mientras persista el esfuerzo. La energía proporcionada por
el esfuerzo se disipa como calor que resulta de la fricción entre las láminas de cizalla
por las cuales se deforman. Estos materiales se denominan fluidos. En consecuencia
la deformación no se recupera. Los fluidos pueden ser descriptos de acuerdo con la
teoría de la viscosidad.
Muchos materiales geológicos responden a los esfuerzos de cizalla de diversa
forma, ya sea como fluidos o como sólidos. Por ejemplos las rocas en general pueden
comportarse como sólidos y se las puede modelar con las ecuaciones que regulan el
comportamiento elástico. Pero estas mismas rocas también se pueden comportar como
fluidos y se las puede describir como cuerpos viscosos, aunque difícilmente adquieren un
comportamiento newtoniano. Este comportamiento reológico, tan opuesto, se explica de
acuerdo como intervienen las siguientes variables: magnitud del esfuerzo de cizalla;
velocidad de aplicación del esfuerzo; temperatura. Todas estas variables juegan un rol
importante en el modo de deformación, pero es la temperatura el factor decisivo en el modo
de deformación. Rocas graníticas a temperaturas equivalentes a la mitad del comienzo de la
fusión responden como fluidos ante pequeños esfuerzos de cizalla aplicados lentamente.
Pero aún a esta misma temperatura si el esfuerzo es rápido se comportan como sólidos. Un
ejemplo de esta variación es aplicable a una faja de rocas graníticas que se está deformando
como un fluido, dando lugar a la formación de una faja milonítica (Fig. 1.1). Cuando esta
faja es atravesada por una fractura que se propaga desde otro ambiente geológico se
comporta como un cuerpo rígido y se fractura frágilmente. Esto es posible porque la
velocidad de propagación de la fractura es muy alta. Al continuar la deformación dúctil en
la faja milonítica la traza de la fractura desaparece por la deformación dúctil. Además, si la
fractura desplazó a la faja de deformación dúctil, con el tiempo se transformará en un
sigmoideo (Fig. 1.1c).
Figura 1.1. En a se muestra una faja de cizalla dúctil. La misma (b) es atravesada por una fractura que se propaga desde
otro ambiente geológico cortando frágilmente a la faja de cizalla. (c) Finalizado el episodio de fracturación la traza de la
fractura en el interior de la faja de cizalla se disipa porque continúa la deformación dúctil.
La combinación de los extremos sólido-fluido produce una variedad casi infinita de
materiales con comportamientos reológicos intermedios en los cuales intervienen en
proporción variable los elementos elásticos y los viscosos. Los magmas, los flujos
piroclásticos, los flujos de detritos, las avalanchas, las reptaciones de ladera, los
movimientos de los glaciares, etc. forman parte de comportamientos reológicos
intermedios.
La reología es indispensable para describir el flujo del magma e interpretar la
geometría de los cuerpos ígneos. En este resumen solo se tratarán los fluidos relacionados
con la evolución del magma. No se considerarán los cuerpos en los cuales la deformación
es dominantemente elástica.
1.2. Características de los fluidos
Existen dos grandes grupos de fluidos de acuerdo a sus característica internas:
homogéneos constituidos por una sola fase y heterogéneos, constituidos por dos o más
fases. Se llama fase dispersante a la fase continua que contiene a la fase dispersa, que,
obviamente, es discontinua. La deformación de los fluidos heterogéneos generalmente
requiere mayor cantidad de energía que la de los fluidos homogéneos. Esto se debe a que
durante la deformación de los fluidos heterogéneos es necesario deformar ambas fases, las
cuales comúnmente tienen diferentes reologías. Como se verá más adelante, los
requerimientos energéticos disminuyen en la medida que la morfología de la/s fase/s
dispersa/s se acomoda al flujo y por lo tanto ofrecen menor resistencia a la deformación.
Esto significa que la viscosidad disminuye con el tiempo. Pero si las fases dispersas son
rígidas, indeformables, como es el caso de los cristales suspendidos en el magma, los
requerimientos energéticos aumentan considerablemente con el aumento de la proporción
de cristales.
1.2.1. Fluidos homogéneos.
Los fluidos homogéneos, como por ejemplo el agua, el aire puro, están constituidos
por una única fase y sus propiedades no varían aún en el entorno microfísico. En petrología
no tienen representación ya que el magma contiene siempre cristales porque difícilmente
superan la temperatura del liquidus. Rara vez hay exceso de energía que permita alcanzar la
fusión total.
1.2.2. Fluidos heterogéneos.
Los fluidos heterogéneos constan de dos o más fases con propiedades reológicas
diferentes. Como ya se mencionó, la fase fluida continua es la fase dispersante, que puede
ser un líquido o un gas. Los líquidos se diferencias de los gases en que son incompresibles
y no pueden llenar homogéneamente el recipiente que los alberga. De acuerdo con la
naturaleza de la fase dispersa se pueden distinguir:
Suspensiones. Partículas sólidas en un dispersante líquido. Es el caso del magma
que contiene cristales. Los coloides entran dentro de este grupo pero la fase dispersa
tiene tamaños entre 1 nm y 1 :m. Dentro de estos tamaños se encuentran los geles, en
los cuales la fase continua es sólida y la dispersa es líquido. Los geles por vibración se
transforman en fluidos.
Emulsiones. La fase dispersa es líquida, al igual que la fase dispersante. En
emulsiones estáticas la fase dispersa es esférica. Son frecuentes en mezclas de líquidos
inmiscibles.
Espumas. Burbujas de gas dispersas en una fase líquida. Para que el material sea
considerado como espuma las burbujas deben estar rodeadas por una delgada película
del líquido dispersante. El ejemplo más común en petrología son pómez y escorias.
Aerosoles. Partículas sólidas o líquidas suspendidas en gas. El ejemplo más
frecuente son las nubes de ceniza volcánica y las nubes ricas en gotas de ácido
sulfúricos asociadas a la emisión volcánica de anhídrido sulfuroso.
Las rocas, bajo ciertas condiciones de presión, temperatura y tiempo pueden
comportarse como fluidos heterogéneos debido a que en su composición participa más de
una fase mineral cuyas propiedades reológicas son diferentes. Los minerales más comunes
de las rocas ígneas, cuarzo, feldespatos y minerales ferromagnésicos responden
reológicamente en forma diferente debido a sus diferentes coeficientes de activación, por lo
cual algunos de los minerales se comportan como fluidos y otros como sólidos.
1.3. Viscosidad
Todos los fluidos se deforman ante la aplicación de un esfuerzo de cizalla
(= esfuerzo tangencial, shear stress), por más pequeño que este sea. No obstante, la
magnitud de la deformación depende de una propiedad inherente a cada fluido, denominada
viscosidad. La viscosidad es la resistencia de un fluido a ser deformado. Cuanta más alta es
la viscosidad más alta es la resistencia a la deformación. Por este motivo, la inversa de la
viscosidad se denomina fluidez.
La viscosidad dinámica o simplemente viscosidad se expresa por la siguiente relación
στ
0=
¦
Siendo 0 = viscosidad (Pascal segundo = Pa s); στ = esfuerzo de cizalla (Pascal = kg m s-2);
¦ = gradiente de velocidad entre el límite del fluido y su parte interna o tasa de cizalla (s-1)
(Fig. 1.2a)
¦ =
/
donde dx/dt expresa la cantidad de deformación durante el intervalo dt.
Figura 1.2. a: Esquema del flujo de un líquido entre dos capas rígidas. F/A = FJ = esfuerzo de cizalla; dx/dt es la magnitud
de la deformación para el intervalo de tiempo dt y (dx/dt)/dz es el gradiente de velocidad o tasa de cizalla (shear rate). b:
Planos de cizalla vistos en un corte perpendicular a los mismos que muestran la estructura del flujo en el interior de un
domo de riolita del Grupo Choiyoi, norte de Huinganco, Neuquén. Las tonalidades oscuras corresponden a láminas vítreas
compactas, las claras son también vítreas pero más porosas. La estructura del flujo se conservó por el rápido enfriamiento.
c: Vista de la superficie de un plano de cizalla desde arriba. Se observa la lineación producida por el arrastre de los
fenocristales durante el deslizamiento del plano de cizalla sobre el contiguo. Pequeño domo de riolita cerca de Primeros
Pinos, Neuquén.
Como se puede observar en la Fig. 1.2a el gradiente de velocidad se expresa por el
desplazamiento de una lámina sobre otra, por lo cual también expresa la variación de la
magnitud de la cizalla en sentido normal a la superficie limitante del fluido, y representa la
Figura 1.3. a) Diagrama de flujo y b) de variación de la viscosidad con la tasa de cizalla para un fluido newtoniano. En a) la
tasa de cizalla es linealmente proporcional al esfuerzo de cizalla (= esfuerzo tangencial). La curva tiene su origen en el
centro de coordenadas porque los fluidos carecen de resistencia y se deforman en cuanto comienza a aplicarse el esfuerzo.
La magnitud de la viscosidad está dada por la tangente del ángulo ". En los fluidos newtonianos este ángulo es constante,
pero en los no newtonianos el ángulo corresponde a la tangente en cada punto de la curva. En b) se observa que la
viscosidad no depende de la tasa de cizalla.
tasa de cizalla. En los fluidos newtonianos la relación entre el esfuerzo de cizalla y la tasa
de cizalla es lineal (Fig. 1.3a) y la viscosidad no depende de la tasa de cizalla (Fig. 1.3b).
Cuanto mayor es la viscosidad mayor esfuerzo de cizalla se requiere para mantener
un gradiente de velocidad constante (= tasa de cizalla = (dx/dt)/dz de Fig. 1.2a). Esta relación se
refleja en el desplazamiento de lavas sobre superficies inclinadas, donde el esfuerzo de
cizalla es proporcionado por la gravedad. Cuando la superficie es un plano con inclinación
homogénea el esfuerzo de cizalla, expresado por la componente de la gravedad paralela a la
superficie, es constante (a menos que cambie la pendiente). Bajo estas condiciones las lavas
con baja viscosidad tienen altas tasas de cizalla, por lo cual la lava fluirá fácilmente y se
desplazará a velocidades moderadas. Pero en lavas con elevada viscosidad la tasa de cizalla
será pequeña. En este caso, el flujo de la lava es dificultoso desplazándose lentamente y no
responden a la relación lineal newtoniana. Las lavas basálticas fluyen decenas de
kilómetros en corto tiempo. Por el contrario, las lavas riolíticas tienen recorridos menores
de 10 km, espesores de varias decena de metros y fluyen lentamente, a paso de hombre y el
tiempo durante el cual fluye depende del volumen de magma.
En diversos casos, cuando lavas de alta viscosidad fluyen sobre pendientes con
ángulos moderados a altos el flujo es acompañado por deslizamientos. Al disminuir la
pendiente el deslizamiento cesa y la lava continúa fluyendo normalmente. Esto es
explicable por el comportamiento Bingham de la lava, que se fractura en los bordes y se
desliza sobre la capa límite, representada por planos de cizalla bien definidos entre el suelo
y el cuerpo de la lava (Fig. 1.4). En estos casos hay mezcla de flujo con deslizamiento.
Figura 1.4. a) Imagen satelital Google Earth de una colada vítrea de traquita en el borde noroeste de la caldera del volcán
Payún Matrú, Mendoza. En el lugar por donde salió la lava se observa la cicatriz dejada por un deslizamiento, cuyo lóbulo
en la parte distal (L) continuó fluyendo normalmente. Este fenómeno es frecuente en lavas tipo Bingham, muy viscosas, que
se deslizan por pendiente moderadas a altas. En este caso la cicatriz no fue rellenada por lava. Con permiso de Google
Earth Pro otorgado al Centro de Investigaciones Geológicas, CONICET-UNLP. b) Fotografía de la cicatriz dejada por el
deslizamiento mostrado en a, tomada desde la parte más alta de la colada.
La viscosidad cinemática < es la relación entre la viscosidad dinámica 0 y la
densidad D del fluido:
< = 0/D
tiene por unidades área/segundo. La viscosidad cinemática es equiparable a la difusión del
momentum (= masa x velocidad) en sentido perpendicular a la dirección del flujo, puesto
que tiene las mismas dimensiones. En los fluidos invíscidos la viscosidad es despreciable
(0→0), por lo tanto la viscosidad cinemática también tiende a cero, lo cual significa que no
hay difusión del momentum, como ocurre en la capa límite, porque no hay gradiente de
velocidad. La viscosidad cinemática del magma basáltico es varios órdenes de magnitud
menor que la de los magmas silícicos. Por este motivo, la capa límite es imperceptible en
los diques basálticos y, en cambio, es marcada en los riolíticos (véase Capa límite).
En síntesis, la viscosidad es la resistencia a fluir. Esta resistencia se manifiesta por la
fricción en las superficies de cizalla. Esta fricción es la que disipa la energía como calor y
no permite la recuperación de la deformación.
1.3.1. Fluidos no-newtonianos
Los fluidos no newtonianos son los que se apartan de la relación lineal entre el
esfuerzo de cizalla y la tasa de cizalla y/o poseen un umbral o resistencia que se debe
superar para que comiencen a fluir (Fig. 1.5). Significa que la viscosidad no es una
constante del material sino que es una variable que depende de varios factores, siendo los
más importantes las variaciones de la magnitud del esfuerzo de cizalla y de la velocidad de
deformación.
Figura 1.5. Diagramas de flujo (a) y de viscosidad (b) que muestran el comportamiento no newtoniano de numerosos
fluidos. 1) Fluido Bingham con umbral elástico σ0. Superado este umbral, se comporta como un fluido newtoniano (curva 1)
o pseudoplástico (curva 2). Curva 3: fluido dilatante, cuya viscosidad aumenta con la tasa de cizalla. Curva 4: fluido
pseudoplástico, cuya viscosidad disminuye con el aumento de la tasa de cizalla.
También influye en la variación de la viscosidad de un material la duración del
tiempo de aplicación del esfuerzo de cizalla, en particular en los fluidos heterogéneos
porque generalmente su estructura interna se acomoda al esfuerzo y al ofrecer menor
resistencia a la deformación disminuye su viscosidad. Por este motivo, los fluidos
heterogéneos con una fase dispersa deformable dúctilmente comúnmente disminuyen su
viscosidad con el tiempo. Esto es aplicable a las milonitas, que de acuerdo con el rango de
temperatura poseen fases dúctiles y fases rígidas.
Como la cantidad de deformación de un fluido depende de su viscosidad y del tiempo
de aplicación del esfuerzo de cizalla no es sencillo relacionar la variación de la viscosidad
con el cambio de la magnitud del esfuerzo o con el tiempo de aplicación del mismo.
Ejemplos de fluidos no newtonianos en la vida cotidiana son numerosos. Uno de ellos
es el queso mantecoso que puede cortarse en láminas con un cuchillo (esfuerzo cortante
elevado) o fluir lentamente si se lo deja en la mesa por un tiempo prolongado. También es
frecuente que los fluidos no newtonianos contengan elementos elásticos que se activan
cuando los esfuerzos de cizalla son elevados y el flujo comienza cuando se supera un
umbral (pasta de diente). Los magmas en general son no-newtonianos, aunque los magmas
máficos por su baja viscosidad pueden ser modelados como newtonianos. Los magmas
ácidos poseen viscosidades de varios órdenes de magnitud superior a la de los máficos y
por lo tanto no es posible modelarlos como newtonianos. Por estas diferencias reológicas
los modos de intrusión/erupción y los procesos de diferenciación magmática son diferentes.
La ecuación general que describe el comportamiento de los fluidos no newtonianos
es:
στ = σ + 0¦
donde σ = umbral elástico y es una potencia distinta de 1.
La variedad de fluidos no newtonianos es inmensa. Los más frecuentes se agrupan en
las siguientes categorías:
1) Fluidos pseudoplásticos: Se caracterizan porque la viscosidad
disminuye con el aumento del esfuerzo de cizalla. Las pinturas se encuentran
dentro de esta categoría. Cuando se las aplica con un pincel sobre una superficie
se comportan con baja viscosidad (alta esfuerzo de cizalla), pero de pasar el
pincel, cuando están en reposo, su viscosidad es alta, con lo cual se evita el
derrame de la misma. Lo mismo ocurre con la pasta de diente, cuya viscosidad
en reposo es mayor que cuando es sometida a un esfuerzo. Las rocas, bajo
ciertas condiciones de temperatura y tasas de deformación bajas se comportan
en forma equivalente a un fluido pseudoplástico. Pero en estos casos la variación
de viscosidad depende del tiempo y no de la variación de la magnitud del
esfuerzo de cizalla. Esta disminución de la viscosidad con el tiempo se explica
por la reorganización de la estructura interna del material, que progresivamente
orienta los minerales, los deforma y/o muele reforzando los planos de cizallas y
por lo tanto ejerciendo menor fricción (= menor viscosidad) (véase Fig. 4.1)
milonitas).
2) Fluidos dilatantes. Se caracterizan porque la viscosidad aumenta con
la magnitud del esfuerzo de cizalla. Es el caso de la corteza inferior, descripta
como una capa asísmica, pero que bajo esfuerzo elevados se comporta como un
cuerpo rígido, admitiendo la formación de fracturas. Por esta propiedad el
magma máfico puede ascender rápidamente desde la astenósfera, o de una
subplaca máfica, hasta la superficie. Los elevados esfuerzos se originarían en las
cercanías de la transición litósfera-astenósfera y se propagarían hacia la corteza
con elevadas velocidades. El magma aprovecha la descompresión producida por
la formación de la fractura y ascendería a la misma velocidad que la de la
propagación de la fractura. Gracias a este rápido transporte del magma pueden
transportar hasta la superficie inclusiones sólidas del manto e incluso los
apreciables diamantes, que por la rapidez de su ascenso no invierten a fases más
estables.
3) Fluidos Bingham. Se caracterizan por poseer un umbral elástico que
es necesario superar para que comience el flujo. Son equivalentes a los fluidos
viscoelásticos o Maxwell. Los magmas silícicos se comportan como fluidos
Bingham y por este motivo, la sedimentación de cristales en el magma no es
posible porque la diferencia de densidad entre el cristal y el magma es menor
que el umbral Bingham. No obstante es posible la segregación de cristales,
como ocurre en algunos granitos con megacristales de feldespato potásico. Esto
puede deberse a varias causas: 1) el magma fluye con un vigor superior al del
umbral, 2) el umbral elástico ha disminuido por agua disuelta en el magma; 3)
combinación de ambas. La existencia del umbral Bingham es importante en el
nucleamiento y crecimiento de burbujas en magma ácidos en la interfase
volcánica.
4) Fluidos tixotrópicos. Son materiales que en estado de reposo se
comportan como sólidos, pero en cuanto se les aplica un esfuerzo cizallante
comienzan a fluir. Un ejemplo frecuente es la movilización de arenas húmedas
durante los sismos y cuyo flujo causa innumerables daños. Este fenómeno lo
podemos comprobar con una bola de arena húmeda. Cuando la tenemos en la
mano se comporta como un sólido pero si se aplica un pequeño esfuerzo o se la
somete a una vibración comienza a fluir.
5) Fluidos reopécticos. Cuando se someten a esfuerzas aumentan su
viscosidad dificultando el flujo.
6) Fluidos viscoelásticos. Es un término genérico para referirse a los
fluidos que en sus propiedades contienen un elemento elástico junto al viscoso.
La relación entre los módulos viscosos y elásticos genera un tiempo de
relajación que en los materiales geológicos tiene muchísima importancia. De
acuerdo a la manera que interactúan los elementos viscosos y elásticos se
reconocen las siguientes variedades: 1) Fluidos firmoviscosos o Kelvin. Son
fluidos que contienen un elemento elástico junto al viscoso acoplado en
paralelo. La deformación elástica, que debería haber sido instantánea, es
retardada por el elemento viscoso; 2) Fluidos viscoelásticos o Maxwell. El
elemento viscoso y el elástico están acoplados en serie. La deformación elástica
se logra instantáneamente y luego continúa la deformación viscosa. Cesado el
esfuerzo se recupera solamente la parte de la deformación elástica; 3) fluidos
Burger, que consiste en la combinación del Maxwell con el Kelvin. La
identificación de cada una de estas variedades en los materiales geológicos es
muy difícil, por lo cual con frecuencia se los denomina genéricamente como
cuerpos viscoelásticos.
En los fluidos viscoelásticos es importante tener en cuenta el coeficiente
de relajación o tiempo de relajación, que es la relación entre el módulo de
cizalla (= igual módulo de rigidez) del elemento elástico y la viscosidad
cinemática del elemento viscoso. En fluidos con tiempos de relajación finitos,
por más pequeños que sean, implican que el material adquiere cierta resistencia
y en consecuencia se pueden fracturar. Cuanto mayor es el tiempo de relajación
mayor es la resistencia que puede adquirir el líquido.
7) Fluidos invíscidos. Son fluidos en que las fuerzas viscosas son muy
pequeñas, despreciables respecto a las fuerzas inerciales. El flujo de un fluido
que se comporta como invíscido depende del gradiente de presión, sin tener en
cuenta su viscosidad.
1.3.2. Capa límite
La capa límite (= boundary layer) juega un papel de suma importancia en el
movimiento de los fluidos. Prácticamente es la que regula el modo de desplazamiento. La
capa límite es la porción del fluido adyacente a la pared y es la que concentra la mayor
variación de la tasa de cizalla, o, expresado en términos de movimiento, la capa donde el
gradiente de velocidad es máximo.
En los fluidos newtonianos la tasa de cizalla (= gradiente de velocidad) es constante en todo
el cuerpo del fluido. Sin embargo, en la interfase entre el fluido y la pared la fuerza de
atracción molecular entre ambos es suficientemente alta para que en esta interfase, de
espesor molecular, la velocidad del fluido tienda a cero (véase Fig. 1.6c). En un fluido en
movimiento la primera lámina del fluido en movimiento se despega de la lámina con
velocidad cero a través de un plano de cizalla. El esfuerzo de cizalla en esta capa de
despegue es elevado porque separa la parte del fluido con velocidad cero de la lámina en
movimiento. Este esfuerzo de cizalla, ejercido por el movimiento del fluido, tiende a
deformar por arrastre el material de la pared, deformación, que como se verá más adelante,
depende de la reología del material de la pared. En el caso de los diques la deformación de
la pared es nula, pero en el caso de ascenso diapírico la deformación de la pared es
indispensable para su desplazamiento.
Figura 1.6. Esquemas que ilustran el comportamiento del movimiento de un fluido en un tubo. En a se ilustra el flujo de un
fluido newtoniano, en el cual la variación de la tasa de cizalla desde el borde hasta su interior es linear. En b, en cambio, la
tasa de cizalla varía abruptamente en una franja pegada al borde. Esta faja adyacente al borde se denomina capa límite
(entre puntos 1 y 2) y expresa la viscosidad del flujo. Hacia el interior del fluido la tasa de cizalla disminuye hasta llegar en
algunos casos a cero, por lo cual esta porción el fluido no tiene fricción y en consecuencia se lo puede considerar como
invíscido, por lo cual el flujo depende del gradiente de presión y se desliza masivamente sobre la capa límite. En c se da el
detalle de la capa límite, cuyo espesor se mide entre la velocidad cero en el contacto con la pared (punto 3) y la lámina de
flujo que alcanza el 99% de la velocidad del flujo (punto 2). El punto 3 muestra la lámina del fluido cuya velocidad es cero y
cuyo espesor es de orden molecular (en el dibujo está muy exagerado).
1.3.2.1. Capa límite en magmas newtonianos
En los fluidos newtonianos la capa límite se restringe a las primeras láminas de flujo y su
espesor es muy delgado. Pero cuando el flujo avanza por el conducto (por ejemplo una
fractura) las capas límites crecen hasta que ambas convergen en un flujo homogéneo
viscoso que rellena todo el conducto. Este es un atributo propio de los fluidos newtonianos
porque el núcleo invíscido, característico de los fluidos no-newtonianos, desaparece. En la
Fig. 1.6a se observa que en el perfil transversal al conducto la variación de la velocidad
entre láminas adyacentes es gradual y constante, por lo cual no se distinguen fajas con
diferentes gradientes de velocidad, excepto en la delgada lámina adyacente a la pared como
se explicó en el párrafo anterior. Este perfil es aplicable a los magmas basálticos, en los
cuales no he comprobado la existencia de capas límites (Fig. 1.7). En síntesis, el perfil es
uniforme y no muestra variaciones que lo alejen del comportamiento newtoniano.
Figura 1.7. Dique de basalto en el cono del volcán Malacara, Mendoza. El espesor del dique varía entre 10 y 30 cm, lo cual
permite inferir que su viscosidad fue muy baja porque pudo desplazarse fácilmente por una delgada fractura. No se
observan capas límites. Ambas características sugieren comportamiento newtoniano del magma.
1.3.2.2. Capa límite en magmas no-newtonianos y su relación con la roca de caja
En los fluidos no-newtonianos, como ocurre con el magma en general (con excepción
del basáltico), la variación de las velocidades entre lámina y lámina no es constante y la
mayor variación entre ellas se concentra en la capa límite, que en el caso de lavas o flujos
piroclásticos es el suelo y en el de diques son las paredes del mismo. En la capa límite se
concentra la mayor tasa de cizalla y por esto juega un papel importante en el
desplazamiento de los fluidos no-newtonianos. El perfil transversal a la pared del fluido es
diferente al de los fluidos newtonianos (Fig. 1.6b): hay cambios abruptos que sugieren el
desacople mecánico entre la capa límite y el resto del fluido y en consecuencia el
comportamiento del flujo es el resultado de una reología compleja.
La capa límite se observa en numerosos procesos geológicos relacionados con el
transporte de una masa fluida. En los diques subvolcánicos es donde mejor está expuesta
porque la estructura del movimiento del magma fue congelada por rápido enfriamiento
(Figs. 1.8 y 1.9). Generalmente es de grano más fino que el resto del dique, contiene menor
cantidad de fenocristales y presenta laminación por cizalla. Antiguamente se describía la
capa límite como borde enfriado, porque al ser de grano más fino que el resto del dique se
suponía que la disminución del tamaño de grano se debía a la pérdida de calor. Sin
embargo, la difusión del calor a través de la capa límite es un tema de alta complejidad que
aun no ha sido resuelto. Además, el enfriamiento cuando el magma se detiene también es
muy rápido, debido al pequeño volumen de la masa magmática, y no alcanza a modificar
las estructuras del flujo. No obstante, en cuerpos globosos con enfriamiento más lento que
en los laminares el borde externo de grano fino se debe a enfriamiento.
La capa límite no es exclusiva de los diques, también está presente en la base de
algunos flujos piroclásticos (Fig. 1.10) y de algunos flujos de detritos (Fig. 1.11).
El contacto de la capa límite con el resto del fluido es comúnmente neto e implica el
desacople mecánico entre el núcleo del dique y la capa límite, diferente al ejercido entre la
pared del fluido y la capa límite. Hacia el interior del fluido la tasa de cizalla puede llegar a
ser muy baja o desaparecer (véase Fig. 1.6b) de modo que la fricción entre los planos de
flujo es extremadamente pequeña o nula. Debido a que los esfuerzos de fricción tienen muy
bajos valores se puede considerar que su viscosidad es tan pequeña que puede ser
desestimada en las ecuaciones que gobiernan el movimiento del fluido. En estos casos
recibe el nombre de fluido invíscido y todos los problemas relacionados con el flujo
dependen de los términos viscosos de la capa límite, sobre la cual se desliza el núcleo
invíscido. Debido a este mecanismo, magmas muy viscosos, como los de las rocas ácidas,
pueden moverse a través de fracturas, cuyo espesor permita el desarrollo de un núcleo
invíscido de espesor suficiente para que las capas límite no converjan como ocurre en los
fluidos newtonianos Fig. 1.12.
Figura 1.8. Dique máfico en granito, Cantera Alexandrini, Rio Negro. La erosión ha resaltado las capas límites de ambos
lados, que por ser de grano más fino resisten mejor la erosión.
Figura 1.9. Dique andesítico eoceno cerca de Andacollo. Las líneas negras marcan el contacto de la capa límite con el
interior del cuerpo (= zona invíscida). Obsérvese que es nítido, indicando que hay un desacople mecánico entre la capa
límite y el interior del cuerpo. La ausencia de planos de cizalla en el interior del dique podría sugerir que el flujo era masivo,
como un coágulo.
Capa límite
Lahar
Figura 1.10. Flujo piroclástico diluido del Mont Pelé, isla de Martinica de 1902. Fotografía tomada por el geólogo Antoine
Lacroix (1863-1948) pocos meses después de la erupción que destruyó Saint Pierre et Miquelón. La capa límite es la
delgada capa que separa el cuerpo del flujo piroclástico del suelo. Debido a la elevada velocidad del flujo la capa límite
promueve el efectivo desacople mecánico entre el flujo piroclástico y el suelo. La naturaleza turbulenta de este flujo
piroclástico diluido está evidenciada por la innumerable cantidad de vórtices que muestra la fotografía y que evidencian la
alta compresibilidad de la fase dispersante, que favorece la formación de áreas de alta y baja presión. Es probable que el
régimen de la capa límite sea laminar, como es común en las capas límites.
c.l.
Figura 1.11. Capa límite (c.l) del lahar (= debris flow) submarino intercalado en la Fm. Los Molles, Jurásico inferior, en
Chacay Malehue, Neuquén. La capa límite, de tonalidades oscuras y compacta, es una arena fina compuesta por partículas
de pelitas negras, provenientes del sustrato sobre el cual se deslizó, abundante vidrio volcánico, restos de fenocristales y
agregados de carbonato de calcio. Aquí también, como en la Fig. 1.10 el desacople mecánico ejercido por la capa límite
impidió la deformación de las pelitas subyacentes.
Figura 1.12. Arriba, dique de riolita de orientación NNW, espesor 42 m, con núcleo homogéneo. Abajo, detalle de la capa
límite, de 70 cm de espesor, en el borde oeste del dique, cuyo límite con el núcleo está señalado por el martillo. Obsérvese
la marcada foliación paralela al eje del dique. Fm. Marifil, Sierra Grande (41º35´53´´S; 65º24´31O). El dique está emplazado
en ignimbritas riolíticas de la misma formación.
En los domos volcánicos la capa límite se encuentra adyacente a la caja, pero como todo el
cuerpo posee marcado cizallamiento por flujo (Figs. 1.13, 1.14) no juega un rol importante
en el movimiento del magma. Esto se debe a que el magma no viaja por un conducto, sino
que crece desde el núcleo hacia fuera en un espacio restringido. En el tramo intrusivo se
hace lugar deformando la caja y en el tramo extrusivo simplemente se expande.
Figura 1.13. Foliación magmática en un domo andesítico en su facies extrusiva, Farellón Negro, Catamarca. En los domos
la foliación magmática está presente en todo el domo; carece de núcleos invíscidos como en algunos diques, y está plegada
por variaciones internas en el flujo como consecuencia de su lenta y dificultosa expansión en la atmósfera. (27º15´06´´S;
66º41´48´´O
Figura 1.14. Domo intrusivo de riolita. Farallón Negro. Flujo magmático con orientaciones variables causadas por la caótica
inyección de magma en un espacio restringido (27º16´60´´S; 66º41´04´´O).
El carácter invíscido se puede predecir con el número de Reynolds, que relaciona los
esfuerzos inerciales con los viscosos. Cuando Re >>1 los esfuerzos viscosos son
relativamente tan pequeños respecto de los esfuerzos inerciales que se pueden despreciar y
por lo tanto se puede considerar al flujo como invíscido.
Re =
D
0
= 0/D
donde D = densidad; V = velocidad; L = espesor del conducto; 0 = viscosidad y
0/D = viscosidad cinemática.
Un ejemplo aplicable al magma puede ser el avance de una lava basáltica a través de
un dique de 1m de espesor. Si tomamos la viscosidad dinámica de lava basáltica (1x102 Pa
s/2600 kg m-3) de 0,038 m s-2, para lograr un valor de Re = 1000 que lo acerque a la
inviscidez se requiere una velocidad de 38 m s-1 (136.8 km/h), que es compatible con la
propagación de una fractura. Si en cambio la lava es de composición riolítica (1x109 Pa
s/2200 kg m-3) para lograr un Re =1000 se requiere una velocidad de 4,5x108 m s-1, lo cual
es imposible. La influencia de la viscosidad en los magmas riolíticos es de tal magnitud que
no es comparable con la de los magmas basálticos, por lo cual su desplazamiento a través
de la litósfera y/o corteza tiene que ser diferente. En el caso que el magma basáltico
alcanzase la velocidad de 38 m s-1, lo cual es posible si el magma avanza a la misma
velocidad con la cual se propaga la fractura, podría ser considerado como un fluido
newtoniano cuyos esfuerzos viscosos son despreciables respecto a los inerciales. Esta
consideración jamás podría extrapolarse a un magma riolítico y en consecuencia explicaría
el considerable volumen en superficie del basalto, expresado por la composición de la
corteza oceánica, los gigantescos plateau basálticos continentales, como el de Siberia, y los
gigantes enjambres de diques radiales tales como el del noreste de Canadá. En síntesis,
magmas basálticos pueden comportarse como invíscidos y por lo tanto el flujo depende del
gradiente de presión y no de la viscosidad. En los magmas riolíticos (no-newtonianos), en
cambio, el flujo depende fuertemente de la viscosidad expresada en la capa límite ya que el
núcleo llega a ser invíscido. Por este motivo, el transporte del magma riolítico a través de
un conducto depende de la viscosidad además del gradiente de presión.
En síntesis, en los magmas no-newtonianos que se desplazan a través de fracturas la
viscosidad se concentra en la capa límite y el interior fluye masivamente, por lo cual
también se lo puede considerar invíscido por la ausencia de fricción interna.
La deformación producida por el arrastre de la capa límite sobre la pared depende del
módulo de cizalla del material que forma la pared. Como en los materiales rocosos este
módulo a bajas temperaturas es muy alto (33 a 150 GPa) rara vez se deforman, como ocurre
en el clásico transporte del magma a través de diques. En consecuencia, se produce el
desacople mecánico entre el fluido, que sí se deforma, y la pared. Para esfuerzos de cizalla
altos, el desacople resulta más efectivo que si fueran bajos. Un ejemplo de ello se
comprueba cuando se retira un mantel sobre una mesa y sobre el cual se apoyan botellas. Si
el mantel se retira lentamente las botellas se caen por el efecto del arrastre, pero si el mantel
se retira a alta velocidad las botellas permanecen en su posición porque el desacople supera
al arrastre. Un efecto similar tiene el movimiento de un flujo piroclástico que al tener
velocidades muy altas no afecta la estructura del suelo sobre el cual se desliza, aun en los
casos que el suelo esté formado por sedimentos sueltos, generalmente depósitos de caída y
de oleadas piroclásticas previos al flujo piroclástico(véase la Fig. 1.10).
Continuando con el movimiento de fluidos no-newtonianos a través de fracturas es
importante tener en cuenta que la velocidad de desplazamiento en la capa límite es menor
que la de la porción central, invíscida, del fluido. Por este motivo el magma del interior de
un dique no está en equilibrio químico con el magma de la capa límite, por lo cual para
describir un dique petrológicamente es necesario identificar la posición de la muestra
dentro del dique y sistematizar la toma de muestras.
En contraposición con el desplazamiento de magmas a través de diques se reconoce el
transporte de magma por diapiros, donde la ductilidad de la caja favorece el arrastre de la
misma. El contraste reológico entre magma y caja es bajo, por lo cual el desacople
mecánico entre magma y caja es bajo. Favorece el desplazamiento de diapiros: 1) la
elevada viscosidad del magma, la cual proporciona fuerzas viscosas altas que favorecen el
arrastre; 2) la moderada temperatura de la caja que disminuye su módulo de cizalla y 3) la
baja velocidad de deformación. El magma máfico difícilmente forma diapiros, a menos que
se encuentre dentro de otros magmas, porque no cumple con el primer requisito. Los
magmas silícicos en condiciones de lento movimiento y temperatura ambiente equivalente
a un metamorfismo de grado medio son favorables para el ascenso diapírico, en particular
en la corteza inferior y en la parte baja de la corteza superior.
Cuando dos magmas se mezclan rara vez se homogeneízan porque sus diferentes
viscosidades lo impiden al crearse desacoples mecánicos entre las capas límites de ambos.
Además, las reacciones químicas entre ambos bordes contribuyen a formar capas
protectoras que contribuyen a su preservación. La homogeneización implica un costo
energético importante, no siempre disponible en magmas con cristales en suspensión. Las
diferencias de temperatura de ambos magmas generan corrientes convectivas con flujo
laminar. Movimiento turbulento, que favorecería la homogeneización, no se alcanza a
desarrollar porque la energía no es suficiente para ello. Intuitivamente creo que cuanto
menor es la diferencia de viscosidad mayor es la probabilidad de homogeneización. No
obstante, en cuerpos magmáticos con lento enfriamiento el gradiente de composición entre
ambas parcelas de magma promueve la difusión de elementos que tiende a homogeneizar
las parcelas más pequeñas, pero este no es un proceso reológico.
En síntesis, la reología de los materiales fluidos es muy compleja porque el extremo
ideal newtoniano es solamente aplicable a líquidos homogéneos simples como el agua,
alcohol, etc. Líquidos heterogéneos se apartan del comportamiento newtoniano y muestran
comportamientos intermedios entre los newtonianos y los cuerpos elásticos. La reología de
flujos ricos en gases, a pesar de tener viscosidades pequeñas, es también sumamente
compleja por su alta compresibilidad. Los flujos piroclásticos, ya sean densos o diluidos,
gravitatorios y/o ondulares, son ejemplos de esta complejidad. La violenta compresión y
descompresión de la fase gaseosa produce ondas de choque e interviene en el régimen
térmico del flujo con calentamientos y enfriamientos adiabáticos que favorecen la
turbulencia.
1.4. Deformación de una espuma: convivencia de flujo y fracturación
Como ejemplo de la complejidad reológica de algunos fluidos analizaremos el
comportamiento de una espuma, la cual, como se recordará, tiene respuesta viscoelástica a
la deformación. En una espuma la fase dispersa, gaseosa, es compresible, mientras que la
fase dispersante, líquido, no lo es. Por este motivo el esfuerzo de cizalla se consume en
comprimir y deformar la fase dispersa, proceso que es reversible debido a la recuperación
de parte de la energía empleada para la deformación. Cuando se retira el esfuerzo las
burbujas se descomprimen y vuelven a su forma esférica de mínima energía. Esto significa
que el elemento elástico de una espuma radica principalmente en la variación de la energía
interna de cada una de las burbujas. Cuando se deforman aumenta su energía interna,
resistiendo a la deformación, y al cesar el esfuerzo la energía vuelve al mínimo y se
recupera la deformación de las burbujas.
Los ejemplos ilustrados en las Figs. 1.15 y 1.16 corresponden a una espuma en la
superficie de un charco somero, deformada por el viento. La complejidad reológica es de tal
magnitud que coexisten los dos modos extremos de la deformación: dúctil y frágil. Ante un
esfuerzo de cizalla (en este caso el viento) y mientras la deformación se está llevando a
cabo se forman dominios o parcelas dentro de la masa de la espuma que se deslizan entre sí.
La orientación de los límites de estos dominios, que son verdaderos planos de cizalla, tiene
un arreglo armónico con el vector principal de la deformación. Inclusive, a lo largo de los
planos de cizalla se producen deflexiones secundarias causadas por el deslizamiento de un
dominio sobre el otro. La formación de dominios podría ser explicada por variaciones
locales de dirección y magnitud del esfuerzo de cizalla. También puede explicarse porque
la reología de la espuma es sensiblemente dependiente del tamaño de las burbujas y como
en general la distribución de los grupos de burbujas no es uniforme, los elementos viscosos
y elásticos varían de un lugar a otro, respondiendo en forma diferenciada al esfuerzo
deformante. Estos esquemas pueden ser aplicados a la formación de milonitas o a la
deformación interna del flujo dentro de domos magmáticos.
Estos modelos de complejidad reológica, conde coexisten deformaciones continuas y
discontinuas son frecuentes en petrología ígnea. Así por ejemplo, durante la cristalización
de plutones superficiales sometidos a un campo de esfuerzo diferencial externo, el flujo
magmático está influenciado por los esfuerzos externos y en el caso que el esfuerzo
continúe después de la cristalización, la roca continuará fluyendo a pesar de haber
cristalizado en su totalidad. La deformación de los cristales comenzará a partir del umbral
crítico de Arzi, esto es, cuando haya cristalizado cerca del 70%. A partir de este momento y
hasta la cristalización total coexistirán dos tipos de flujo: 1) magmático,
ico, correspondiente al
magma residual y 2) de los cristales, que por la elevada temperatura
temperatura, cercana a la del
liquidus, fluyen con cierta facilidad. Durante este proceso la viscosidad aumentará
aumenta
progresivamente con el tiempo
tiempo, en especial cuando al descenderr la temperatura se agotan
las parcelas de magma remanentes.
remanentes Si el enfriamiento es lento los cristales deformados se
recuperaránn parcialmente, dando una textura que se aparta de la clásica textura
ortomagmática.
Figura 1.15. Espuma de aire + agua en una charca vista desde arriba. La deformación fue por el viento. Morfología típica de
reología
eología viscoelástica. Posee un umbral elástico por el cual la superficie rugosa no desaparece en estado de reposo. Si
hubiera sido un fluido newtoniano la superficie
superficie debería ser plana. En esta foto hay que observar: 1) A pesar del intenso flujo
(elemento viscoso), mostrado por el replegamiento de la espuma, hay fracturas,, como las dos que se observan en diagonal
a la fotografía, que evidencian el elemento elástico.
o. El juego de fracturas (f) en el centro superior de la fotografía
desaparece hacia abajo por uno de los numerosos planos de cizalla. Justo donde desaparece se observan las
características s-cc característica de las milonitas. 2) Ojo de espuma (cuadrante ssuperior
uperior derecho) con burbujas más
grandes. Tiene mayor visco-elasticidad
elasticidad que el resto de la espuma debido al mayor tamaño de las burbujas. La energía
requerida para deformar las burbujas es proporcional al tamaño de las mismas.
Figura 1.16. Infinidad de budines deformados y desplazados por el esfuerzo de cizalla. Los budines se forman por pequeñas
diferencias del elemento viscoso, en este caso diferencias en el tamaño y proporción de las burbujas que influyen sobre la
viscosidad. Obsérvese como en la parte inferior de la foto hay un desacople mecánico, el cual revela la existencia del
elemento elástico. Misma espuma que Fig. 1.15.
2.
ALGUNOS ASPECTOS DE LA REOLOGÍA DEL MAGMA
El magma es una suspensión que incluye los cristales en equilibrio con el líquido,
por lo cual sus propiedades reológicas dependen dramáticamente de la variación de la
temperatura. En efecto, en la corteza superior el magma pierde calor, aún a pesar del calor
cedido por la cristalización, por lo cual la proporción de cristales aumenta progresivamente
y pasa gradualmente de una suspensión diluida a una concentrada.
La viscosidad del magma sin cristales se debe a la polimerización de la sílice, que
forma cadenas de SiO4=, responsables del incremento de la viscosidad. Son estas cadenas
de tetraedros de sílice las que ejercen la resistencia a la deformación, por lo cual la
viscosidad del magma aumenta con la proporción de sílice. La diferencia entre magmas
basálticos (aproximadamente 1x103 Pa.s) y riolíticos (entre 1x106 y 1x1013 Pa.s) es de
varios órdenes de magnitud, reflejando la importancia de la sílice en la viscosidad. Las
cadenas de tetraedros de sílice se interrumpen por la disolución en el magma de los
elementos volátiles (agua, flúor, cloro) cuya solubilidad en el magma aumenta con la
disminución de la temperatura. Por este motivo, los magmas silícicos, cuyos solidus tienen
temperaturas menores a la de los magmas máficos, son los que mayor cantidad de volátiles
pueden disolver y por lo tanto los que poseen el mayor rango de variación en la viscosidad.
Debido a que los volátiles se comportan como elementos incompatibles su concentración en
el magma aumenta con la cristalización. Además, el elevado volumen específico de los
volátiles disueltos en el magma favorece su concentración en la cúpula de los cuerpos
magmáticos globosos, lo cual genera el aumento de la presión interna del magma, que
puede superar la presión de carga. Esto es posible si la permeabilidad de la caja es baja y no
deja escapar los volátiles. Esta sobrepresión causada por la concentración de los volátiles en
la cúpula juega un rol importante en el ascenso del magma debido a la formación de
fracturas anulares y la penetración del magma simultáneamente con la propagación de las
mismas (Fig. 2.1). Me imagino que este proceso es muy rápido por lo cual la viscosidad del
magma con estas condiciones de deformación podría ser relativamente baja. Cuando las
fracturas se conectan con la superficie la caída de presión proporciona un adicional
energético suficiente para dar lugar a una erupción explosiva.
El comportamiento reológico del magma es equivalente al de un fluido de tipo dilatante,
pero no porque varíe la viscosidad con el esfuerzo, sino porque la viscosidad varía con el
tiempo. Esto se explica porque la progresiva disminución de temperatura del magma
promueve el aumento en la proporción de cristales, pasando de una suspensión diluida a
una concentrada. El incremento de la viscosidad por el aumento de cristales es de
naturaleza exponencial, por lo cual existe un umbral a partir del cual la viscosidad tiende a
infinito y la suspensión cristales-magma se comporta como un cuerpo rígido. Este umbral,
denominado umbral de Arzi, se alcanza cuando los cristales se tocan mutuamente,
generando una resistencia finita a la deformación. El umbral se encuentra cuando la
proporción de cristales llega a 60-70% y con estas condiciones ya se pueden generar
fracturas. La formación de fracturas poco tiempo antes que el magma se consuma da lugar a
la generación de los diques sin-magmáticos. En los cuerpos globosos residentes en la parte
Figura 2.1. Cúpula del plutón granodiorítico Agua Negra. Arriba vista general, abajo detalle. La concentración de volátiles en
la cúpula favoreció la fracturación hidráulica del techo, constituido por areniscas finas y pelitas. La impermeabilidad de la
roca de caja impidió el escape de los volátiles por lo cual la presión interna del magma superó la presión ambiente,
favoreciendo la fracturación. En este escenario no se puede descartar que el magma haya invadido las fracturas con la
misma velocidad con la que estas se propagaron.
media a alta de la corteza superior, la cristalización del magma promueve la disminución
del volumen y si la caja es rígida, es decir, si no cede ante la disminución de volumen, se
forman fracturas de extensión en el interior del cuerpo magmático. El magma residual fluye
hacia ellas formando los diques sin-magmáticos (Fig. 2.2) cuya composición corresponde al
20-30% del magma residual por lo cual los diques sin-magmáticos son más diferenciados
que el granitoide que los contiene. En los casos en que la caja cede por la contracción de
volumen, como en cuerpos que se emplazan durante una deformación dúctil, el magma
residual, enriquecido en volátiles −al no tener espacio para rellenar fracturas− ataca a los
cristales formados produciendo una especie de granitización (albitización de plagioclasas y
feldespatos potásicos, reemplazos de cuarzo, rebordes albíticos en feldespatos potásicos,
formación de muscovita, etc.).
Los magmas pocos viscosos, i.e. los basálticos, pueden escurrirse fácilmente a
través de fracturas por lo cual sus transporte es principalmente a través de diques. Ejemplo
de esto son los enjambres de diques máficos, frecuentes en las cortezas oceánica y
continental. Los volcanes monogenéticos, comunes en las erupciones basálticas, se
formaron por un único episodio eruptivo que drena el magma basáltico desde cámaras muy
profundas, situadas ya sea en la base de la corteza o en la base de la litósfera. El tiempo
empleado para atravesar la corteza/litósfera es geológicamente instantáneo, del orden del
año. Con estas condiciones, equivalente a tasas de cizalla muy altas, la corteza inferior
responde como un cuerpo rígido y puede ser atravesada por fracturas. Con el tiempo, los
diques que rellenaron las fracturas se diluyen como lo hace la estela de un barco en el agua.
Por esta razón la corteza inferior debajo de un plateau basáltico continental debería ser
más rica en componentes del manto que en otras localidades.
Debido a la baja viscosidad del magma basáltico, que le permite escurrirse con facilidad a
través de delgadas fracturas, casi nunca se almacena en la corteza superior como cuerpos
globosos grandes. Únicamente en regiones de muy elevado gradiente geotérmico, como la
isla grande de Hawaii o Islandia se forman debajo de la superficie pequeñas cámaras
magmáticas que alimentan la actividad volcánica. En la mayoría de los casos el magma
basáltico queda atrapado como enjambres de diques y/o sills o sale a la superficie formando
extensos campos de lava. Otra consecuencia originada por la baja viscosidad del magma
basáltico es la disminución/desaparición en los diques de la capa límite, difícilmente
observable a simple vista (véase Fig.1.7).
Figura 2.2. Diques sin-magmáticos en el plutón de monzoganito subvolcánico Calvo, La Esperanza, Río Negro. Sus
características más importantes son: 1) bordes adheridos a la caja, milimétricamente transicionales; 2) recorridos no
continuos; 3) relaciones de corte mutuas y 4) longitudes de escasos metros.
El comportamiento reológico de los magmas silícicos es diferente al de los máficos
(Fig. 2.3). Su elevada viscosidad dificulta el transporte a través de fracturas y por lo tanto
son propensos a formar en la corteza superior cuerpos globosos o del tipo medusa. La
energía interna de estos cuerpos en numerosos casos no es suficiente para que el magma
pueda llegar hasta la superficie, a menos que se genere una discreta fase vapor por
sobresaturación. La separación de la fase vapor siempre está asociada a fuertes aumentos en
el volumen, que se traduce en el aumento de la presión interna, proporcionando un
adicional energético que en muchos casos desencadena erupciones explosivas.
Figura 2.3. Las bombas volcánicas son gruesas salpicaduras de magma eyectadas balísticamente que adquieren su forma
aerodinámica durante su recorrido en la atmósfera. Arriba: bomba basáltica. Se aprecia que la viscosidad del magma fue
baja porque su forma aerodinámica es perfecta. Las fracturas que se observan son posteriores a su caída. Abajo: bomba
traquítica. Su forma aerodinámica es imperfecta, lo cual significa que resistió parcialmente la deformación durante los giros
realizados en el aire. En consecuencia, su superficie es casi poliédrica, y posee fracturas de extensión contemporáneas con
la expansión de la bomba causada por la fuerza centrífuga. Esto significa que se trataba de un líquido tipo Bingham, con un
umbral elástico cuya magnitud desconocemos.
No obstante, en algunos cuerpos graníticos muy superficiales, estrechamente asociados a la
actividad volcánica, se observan enjambres de diques riolíticos de varios kilómetros de
longitud emplazados en las cúpulas de estos cuerpos graníticos y también en la caja
adyacente (Fig. 2.4). El espesor casi constante de estos diques a lo largo de su recorrido,
10-50 m, sugiere que la viscosidad del magma era relativamente baja y que podía
desplazarse con cierta facilidad a través de fracturas. Una posible explicación para este tipo
de diques es la presencia de agua disuelta en el magma, que no sólo disminuye la
viscosidad del mismo sino que también facilita la fracturación, de tipo hidráulica, de las
partes ya cristalizadas del plutón y también de la caja. En mi experiencia esto ocurre en
regímenes tectónicos extensionales, por lo cual los diques tienen diseño longitudinal en
échelon. La reología del magma que formó estos diques silícicos aun no ha sido analizada
en detalle y probablemente no se puede descartar la disminución de la viscosidad por la
elevada tasa de deformación creada por la propagación de las fracturas, que se suma a los
volátiles disueltos en el magma.
a
b
Figura 2.4. Imágenes Google Earth del batolito de Colangüil, San Juan. Enjambre de diques longitudinales riolíticos en la
cúpula de un plutón de monzogranito. Las características más destacadas de estos diques son su espesor constante y su
diseño en échelon. Con permiso de Google Earth Pro otorgado al Centro de Investigaciones Geológicas, CONICET-UNLP.
3 ALGUNAS REFLEXIONES SOBRE FLUJOS Y OLEADAS
PIROCLÁSTICAS
Los flujos y oleadas piroclásticas están asociadas al volcanismo explosivo,
comúnmente relacionado a erupciones provenientes de cámaras magmáticas superficiales.
La diferencia entre ambos flujos son sutiles y no hay límites precisos que los separen. Los
flujos piroclásticos son esencialmente gravitatorios y se producen mayormente por el
colapso parcial de la pluma piroclástica. Las oleadas piroclásticas, en cambio, se inician
como ondas originadas por violentas explosiones en la boca del volcán, por lo cual la onda
expansiva tiene en sus comienzos un fuerte componente horizontal. Agotada la energía de
la onda el flujo puede continuar por influencia de la gravedad.
Las plumas piroclásticas se forman porque las explosiones se desarrollan en el
interior del conducto volcánico, requerimiento necesario para que se forme la pluma. Si la
explosión se produce en la boca del volcán se favorece la formación de una onda expansiva
en detrimento de la pluma piroclástica. El sistema es comparable con el funcionamiento de
una escopeta. Si el caño es largo el ángulo de dispersión de la perdigonada es pequeño. Por
el contario si es corto el ángulo de dispersión de la perdigonada es amplio y se favorece la
expansión lateral.
La reología de los flujos piroclásticos es complicada por la heterogeneidad y
variabilidad de su composición, aunque todas tienen en común a una fase dispersante
gaseosa. Es esta fase gaseosa, con elevada compresibilidad, la que otorga la complejidad
reológica al flujo piroclástico. En el interior del flujo se producen infinitas variaciones de
densidad, relacionadas con el movimiento caótico de la fase sólida dispersa, que generan
ondas de choque e importantes cambios adiabáticos de temperatura por rápida compresión
y descompresión. Estos cambios de densidad y temperatura, además del rápido
desplazamiento del flujo piroclástico, son los responsables de formar innumerables vórtices
ascendentes, los cuales llegan a formar plumas piroclásticas secundarias que depositan
cenizas y co-ignimbritas. Con frecuencia la velocidad de desplazamiento de los flujos
piroclásticos es elevada, pero es mucho mayor la velocidad con la cual gira cada uno de los
vórtices. Es esta velocidad la que mantiene en suspensión las fases sólidas con tamaños de
hasta grandes bloques. Como los vórtices se forman por descompresión tienden a ascender
arrastrando las fases sólidas hacia las partes más altas del flujo piroclástico.
La capa límite, en el contacto suelo-flujo piroclástico, soporta el peso del flujo
piroclástico, por lo cual las variaciones de densidad son pequeñas y la temperatura es más
alta que en el resto del flujo por estar comprimida. Además, como es la zona de mayor tasa
de cizalla su estructura interna está conformada por planos de cizalla paralelos al suelo bien
definidos, favoreciendo el flujo laminar, que contrasta con el flujo turbulento de la parte
superior. La transición con el flujo turbulento parece ser gradual, pero muy poco se conoce
al respecto.
Los depósitos de los flujos piroclásticos son con frecuencia groseramente estratificados
(Fig. 3.1 ). Aún en aquellos depósitos que tienen apariencia masiva si se los observa
cuidadosamente se constata la existencia de cierta planaridad, evidenciada por cambios
granulométricos. Esta grosera estratificación apunta a un depósito formado por agradación,
conclusión opuesta a un depósito formado masivamente. ¿Qué diferencia existe entre un
depósito formado por agradación y otro formado masivamente? La diferencia radica en el
tiempo de depositación. En el primero el tiempo es finito, mientras que en el segundo es
instantáneo. Ahora bien, si el tiempo de la agradación tiende a cero, sin llegar a ser cero, la
diferencia entre la formación de un depósito por agradación y uno masivo tiende a ser
mínima. Se sabe sobre el análisis de los depósitos históricos de flujos piroclásticos que la
depositación es extremadamente rápida, del orden de horas. Por lo tanto, la agradación de
un depósito piroclástico tiene que ser también extremadamente rápida, prácticamente a la
misma velocidad que la del movimiento del flujo. ¿Cómo agrada un depósito piroclástico?
Debido a la estructura groseramenta estratificada podría concluirse que agrada capa por
capa, como si fueran depositadas por una flujo láminar. Es frecuente observar en las
erupciones explosivas secuencias de explosiones sucesivas (Fig. 3.2), con intervalos de
fracciones de segundos o minutos, que se contrapone con un régimen de flujo estacionario,
en el cual la distribución de presión, y por lo tanto de velocidad, a lo largo del área de
drenaje no cambia con el tiempo. Sin embargo, también es posible concluir que la
agradación se produce por la depositación de cada vórtice al perder su energía, sin descartar
un proceso explosivo no estacionario, como se mencionó en al párrado anterior.
Figura.3.1. Depósito de aspecto masivo una ignimbrita dacítica poco soldada del volcán Chimpa (Puna de Salta). A pesar
de esta característica si se observa con cuidado se aprecia su grosera estratificación, por ejemplo en el sector izquierdo de
la fotografía.
Como se ha visto en el párrafo anterior, el depósito se forma en brevísimo tiempo,
por lo cual a la etapa de transporte, de muy corta duración (horas), sucede una etapa de
reposo, que en algunos casos es de varios años de duración. ¿Qué ocurre con el depósito
durante esta etapa de reposo?. Los procesos más frecuentes son: 1) enfriamiento; 2)
compactación, con expulsión de gases, directamente proporcional a la temperatura y al
espesor del depósito; 3) Se aplana la superficie (Fig. 3.3), la cual durante la etapa de
transporte debe haber sido extremadamente irregular, equivalente a una superficie tipo
hummocky
¿Cuál es la viscosidad de un flujo piroclástico? Como la viscosidad representa la fricción
interna que se opone al flujo, es posible imaginar que la fase dispersante, gaseosa, tiende a
disminuir en gran proporción esa fricción. Por lo tanto, no es descabellado imaginar que la
viscosidad de un flujo piroclástico pueda ser muy baja. En este caso, el número de
Reynolds, que relaciona los esfuerzos inerciales con los esfuerzos viscosos, sería muy alto,
situación que favorece el movimiento turbulento del flujo piroclástico y permite acercarlo a
un fluido de tipo invíscido. Otro hecho que apunta a la muy baja viscosidad del flujo es el
aplanamiento del techo del depósito durante la etapa de reposo, el cual, además, permite
inferir que el flujo no era del tipo Bingham o viscoelástico, como ocurre en numerosos
flujos de detritos.
Figura 3.2. Columna eruptiva del volcán Tungurahua, Ecuador, que muestra que el evento explosivo es secuencial. El
mismo
se
aprecia
por
la
segmentación
horizontal
de
la
columna
eruptiva.
Fotografia
en
http://commons.wikimedia.org/wiki/File:Mamahuila2006-07-14_007small.jpg.
Figura 3.3. Ignimbrita Malargüe, en el arroyo del mismo nombre, Mendoza. Se observa claramente la superficie plana del
techo, característica que sugiere el reacomodamiento del depósito durante la etapa de reposo. Implica baja viscosidad y
ausencia de umbrales elásticos del depósito durante su reacomodamiento en la etapa de reposo. En este ejemplo la
laminación interna de la ignimbrita podría haberse originado (o acentuado?) durante el processo de compactación.
4 MILONITAS Y FAJAS DE CIZALLA. ¿CÓMO EVOLUCIONAN
EN EL TIEMPO?
Las milonitas son rocas con deformación dúctil o dúctil-fragil. Se presentan en fajas
de centenas de metros de espesor y decenas a centenas de kilómetros de longitud, también
denominadas fajas de cizalla dúctil. Las milonitas desarrolladas sobre granitoides son las
que ofrecen la mejor información acerca de los procesos reológicos que ocurrieron durante
su formación. Los coeficientes de activación a la reptación (creep) de los dos minerales más
abundantes de los granitoides, cuarzo (Q ~ 200 kJmol-1) y feldespato (Q ~ 250 kJmol-1), son
diferentes, por lo cual ambos se deforman de distinta manera. Por este motivo, y dentro de
ciertos rangos de temperatura, el cuarzo puede fluir como un líquido mientras que el
feldespato se deforma frágilmente por micogranulación.
Durante la deformación de las milonitas no hay fusión de minerales, aunque se
discute que en las pseudotaquilitas la microgranulación ha sido tan intensa que el calor
liberado por la fricción pudo haber sido suficiente para producir la microfusión de las
partículas.
Las milonitas se forman durante ciento de miles a millones de años. Son procesos
largos, muy lentos. Ante esta situación cabe preguntarse: ¿cómo varía la deformación con
el tiempo?¿Cuál es la viscosidad con la cual fluye la masa rocosa para formar una
milonita?. Ambas preguntas son de difícil respuesta por la complejidad del proceso de
deformación. No obstante, de acuerdo con los principios reológicos expuestos en el capítulo
anterior, es posible intuir que la variación de la deformación, al comienzo del proceso no es
linear respecto al tiempo, pero luego pasa a ser linear (Fig. 4.1a). También se presume que
la viscosidad tiende a disminuir después del comienzo de la deformación debido al arreglo
de las fases cristalinas al nuevo esquema de esfuerzos.
Para tratar de responder las preguntas del párrafo anterior analizaremos la formación de una
milonita en granitoides, que, como se menciónó en párrafos anteriores, ofrecen las mejores
evidencias para dilucidar los mecanismos de deformación. Previo a la deformación, la
estructura interna de los granitoides puede considerarse isótropa a nivel de meso-escala,
estructura que contrasta con la de una milonita, en la cual la anisotropía es su principal
caracaterística. Este drástico cambio puede explicarse por la aplicación de un esfuerzo de
cizalla, el cual es responsable de cambiar progresivamente la estructura isótropa en
anisótropa (Fig. 4.1 b,c,d). Como la viscosidad es la resistencia a la deformación, es obvio
que será más elevada durante el comienzo porque debe reordenar la estructura. Este es el
periodo de deformación no linear (Fig. 4.1a). Cuando se logra una anisotropía moderada la
fluxión resulta más fácil porque ya están formados los planos internos de cizalla que
favorecen el deslizamiento del material. En síntesis, se puede concluir que la viscosidad
disminuye con el tiempo. Pero ¿hasta cuando disminuye?. Como las deformaciones
ocurren, entre otros procesos, por los defectos de la estructura cristalina y también por los
defectos en el contacto entre granos (en su mayoría vacancia de átomos), cuando se agotan
estos defectos aumenta la resistencia a la deformación, aumentando rápidamente la
viscosidad y probablemente llegando hasta la fracturación. En estos casos, en los cuales el
flujo no puede continuar por la ausencia de defectos cristalinos, la faja milonítica se muda a
un sector contiguo más favorable. De esta manera se puede formar una faja de varios
centenares de metros de espesor con variaciones internas en la intensidad de la
milonitización.
Figura 4.1. Figura que ilustra las diferentes etapas de formación de una milonita, en la cual se puede observar el
reordenamiento de la estructura con respecto a la aplicación de un esfuerzo de cizalla. Lamentablemente las tres fotografías
no pertencen a una misma faja de cizalla.
a: Diagrama que muestra la variación de la deformación, bajo un esfuerzo constante, con el tiempo en un típico
proceso de reptación (creep) de un agregado policristalino. Al principio, cuando se aplica el esfuerzo, en t0, se produce una
deformación instantánea (ε0), que en las rocas ígneas es extremadamente pequeña debido al elevado módulo de rigidez.
Esta deformación instantánea es sucedida por una deformación variable en el tiempo (εt) que luego se hace constante (¦t).
Este último tramo es la característica más distintiva de la reptación. El proceso finaliza en t1 porque se agotan los defectos
de la estructura cristalina que permiten la deformnación de los cristales, el material se fatiga y se fractura. En las tres
fotografías de rocas con distinto grado de deformación (b,c,d) se puede apreciar la resistencia de cada una de ellas a la
deformación. Cuando más isótropa es la estructura primaria mayor es la resistencia porque mayor es la fricción interna
causada por la trabazon de los cristales. En la fotografía mostrada en d ya se han formados los planos de cizalla por lo cual
la resistencia al flujo disminuye considerablemente. En resumen, se infiere que en la formación de una faja milonítica la
viscosidad dismuye con el tiempo, sin necesidad de variar la magnitud del esfuerzo.
b: Por la estructura de este granitoide, apenas cataclástico, se infiere que se formó al comienzo de la deformación.
La resistencia a la deformación del dique sin-magmático es mayor que el resto de la roca por ser perpendicular al vector de
la deformación. Tentativamente se lo ubica en el punto 1 del diagrama, en el tramo donde comienza la deformación variable
en el tiempo.
c: En esta muestra ya se observa un comienzo de estrutura foliada pero aún no se han desarrollado planos de
cizalla continuos, aunque comienzan a aparecer pequeñas cintas de cuarzo (parte inferior de la fotografía). Esta muestra se
ubica tentativamente en el diagrama de reptación en la parte de deformación variable en el tiempo (punto 2 del diagrama)
pero en un grado más avanzado que el de la muestra b.
d: En esta muestra los planos de cizalla ya son continuos, lo cual facilita la deformación al disminuir la fricción
interna. En este tramo la viscosidad es menor respecto al comienzo de la deformación, por lo cual el material fluye con una
tasa de deformación constante ern el tiempo. Punto 3 del diagrama.