influencia del tamaño de las cámaras magmaticas en la

TOMO 2 - Volcanismo y Magmatismo
INFLUENCIA DEL TAMAÑO DE LAS CÁMARAS MAGMATICAS
EN LA DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA
Gutiérrez, F.1 , Parada, M.A.1 Ramírez, E.1
1
Depto. de Geología, U. de Chile. Plaza Ercilla 803, Santiago. frgutier@ing.uchile.cl
INTRODUCCIÓN
En este trabajo se presenta un modelo numérico, cinético-físico-químico de cristalización
fraccionada en cámaras magmáticas. El objetivo es comprender la influencia que tiene el tamaño de
la cámara en la zonación composicional. El tamaño y el tiempo de enfriamiento de una cámara
magmática está limitado por la conducción termal de la misma, y, por consiguiente, la convección y
separación de fases del magma. En el presente trabajo se muestran los resultados preliminares de
modelos numéricos del comportamiento de cámaras magmáticas.
METODOLOGÍA
Se utilizó un modelo numérico basado en Elementos Finitos para estimar el enfriamiento,
movimiento y creación de fases en el magma. La geometría de la cámara corresponde en un elipsoide
de radio R y espesor H. Se realizaron dos experimentos, con R1=9 km - H1=2.5 km y R2=0,9 km
- H2= 0.25 km. Los demás parámetros involucrados son idénticos para ambos modelos. Los
experimentos duraron hasta alcanzar el 10% (en volumen) de cristalización. Debido a la simetría
axial en la vertical el modelo se realizó en 2D. Las cámaras se encuentran a 20 km de profundidad.
El magma inicial corresponde a un basalto calcoalcalino (51% peso SiO2) subsaturado en agua (2%
peso H2O) a una temperatura inicial de T°m = 1300°C. Las fases que cristalizan son: olivito,
clinopiroxeno, ortopiroxeno, plagioclasa y magnetita.
ECUACIONES QUE GOBIERNAN EL COMPORTAMIENTO MAGMÁTICO
El magma es considerado un fluido incompresible y no Newtoniano, siguiendo la ecuación de
Navier-Stokes y de continuidad. Las condiciones de borde permiten el deslizamiento del magma en
las paredes, dada la viscosidad. La viscosidad depende de la temperatura, fracción de sólidos y la
tasa de estrés de cizalle, con m = 103 [Pa s], Ea = 500 [kJ] y n = -5, dado por:
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XI CONGRESO GEOLOGICO CHILENO
Ea 1
1
R T
T°
°e
1
2
nj
1
j
m
j
j
j
j
La temperatura es obtenida considerando convección Cpl= 1484 [J/kg K], Cps= 1000 [W/
m K], conducción κl= 1,5 [W/m K] κs= 3 [W/m K] y el calor latente de cristalización qL= 396000
[J/kg] (Bohrson y Spera, 2001). El flujo calórico de las paredes de las cámaras considera una
influencia termal de 1 [km] en la corteza inferior κcorteza(z,T) (Chapman y Furlong, 1992) con un
gradiente geotérmico de GE=20 [°C/km], siguiendo la condición de Newman. La tasa de cristalización
es considerada Gaussiana respecto a T, considerando los siguientes parámetros: temperatura media
µ, desviación estándar σ y tasa máxima de cristalización A. El transporte de cristales considera la
tasa de cristalización, y los movimientos de cristales dentro de la cámara, y está dado por:
uj
Qj T u
T
Qj
Aj
2
T
e
2
j
2
2
ni 1
i
j
La composición es obtenida mediante balance de masas, considerando la composición inicial
C° y la fracciones en volumen de fases segregadas por el líquido a esa temperatura φjl. Esto último
puede ser establecido al integrar la tasa de cristalización respecto a T de la ecuación anterior.
RESULTADOS:
Los experimentos arrojaron los siguientes resultados comparativos (Figura 1): i) El enfriamiento
de la cámara pequeña es más regular que la de mayor tamaño. ii) A pesar que ambas cámaras
exhiben gradientes termales invertidos al inicio de la cristalización (mayor temperatura en el techo
que en la base), en la de mayor tamaño es mucho más pronunciado. iii) En la cámara grande la
cristalización comienza en la base y consecuentemente, ocurre un fraccionamiento de líquido desde
la base hacia el techo (Figura 2). iv) Las fases sólidas generadas se distribuyen en capas en ambas
cámaras, sin embargo, al concluir el experimento, se observa una mayor concentración de minerales
en las cercanías de techo de la cámara pequeña. v) Las diferencias composicionales de los líquidos
residuales son nulas para la cámara magmática pequeña y moderadas en la cámara grande,
concentrando líquidos levemente más silíceos en el techo.
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TOMO 2 - Volcanismo y Magmatismo
Figura 1 Perfiles de profundidad en el centro de la cámara magmática grande (arriba) y pequeña (abajo) en
distintos tiempos (ka), respecto a: A) temperatura T; B) fracción en volumen de sólidos extraídos del magma φjl;
C) fracción en volumen de sólidos acumulados en el magma φj; y D) porcentaje en peso de SiO2. En ambos casos
se observa la estrecha relación entre las variables T-φjl-SiO2; pero no de φj, lo que sugiere que el fraccionamiento
cristalino es eficiente. Los minerales son acumulados en capas de acuerdo al contraste de densidad con el
líquido magmático.
CONCLUSIONES
i) El grado de cristalización (en volumen) en ambas cámaras puede ser muy diferente al estimado por
el porcentaje modal de fenocristales. ii) La evacuación de cámaras pequeñas en el tiempo pueden
dar origen a rocas con texturas más porfíricas en comparación a las generadas en la cámara grande.
iii) La zonación composicional de las cámaras magmática grandes, en las etapas tempranas de
cristalización, es comparativamente más marcada que las pequeñas, debido al ascenso de plumas
más livianas desde la base.
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XI CONGRESO GEOLOGICO CHILENO
Figura 2 Secciones transversales de la distribución de temperatura (T) en la cámara magmática grande a distintos
tiempos: A) t=1 ka: En esta etapa la primera pluma de magma enfriado cae desde el techo por el centro de la
cámara; B) t=5 ka: Continúa la caída de plumas de magma enfriado en el techo de la cámara, éste se acumula en
la base de la cámara y comienza la cristalización. La depositación de cristales densos (olivino) en la base de la
cámara genera lóbulos de líquido residual de menor temperatura y densidad; C) t=10 ka: Crecimiento de lóbulos
de magma frío y liviano en la base de la cámara, que ascienden por el borde externo de la cámara; D) t=12,5 ka: Se
produce la inversión termal. Se observa un incremento en la velocidad de convección, homogenizándose
parcialmente el magma; E) y F) t=15 ka y t=40 ka, respectivamente: La acumulación de magma relativamente más
frío y viscoso en el techo de la cámara estabiliza la convección en el techo. El fraccionamiento de líquido residual
en la base de la cámara genera plumas que ascienden y son estabilizadas en el techo. Debido a esto, la cristalización
continúa en el techo de la cámara. La estabilidad gravitacional es obtenida una vez que la inversión termal es
producida. (Nota: la escala de temperatura es variable en cada imagen).
AGRADECIMIENTOS:
A CONICYT por la Beca de Doctorado y Beca de Apoyo de Tesis Doctoral 2006. Al
PROYECTO FUNDACION ANDES Nro. C-14055, por el financiamiento de asistencia al XI
Congreso Geológico Chileno.
REFERENCIAS:
Bohrson, W.A. & Spera, F.J., 2001. Energy-contstrained open system magmatic processes II: Application of
energy-constrained assimilation-fractional crystallization (EC-AFC) model to magma systems. Journal
of Petrology, 42, p .1019-1041.
Chapman, D.S. & Furlong, K.P., 1992. Thermal state of the continental lower crust. En: Fountain, D.M, Arculus,
R. & Kay, R.W. eds. Continental Lower Crust Developments in Geotectonics, 23, p.179-199.
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