REFLEXIONES SOBRE REOLOGA DE FLUIDOS. APLICACIN AL MAGMA Y SUS ERUPCIONES

Eduardo Jorge Llambas Profesor Emrito Universidad Nacional de La Plata-CONICET

Instituto de Investigaciones Geolgicas, Calle 1 644. B1900TAC, La Plata, Argentina

1. CONCEPTOS FUNDAMENTALES

1. Introduccin

La reologa es la ciencia que describe como se deforman las materiales. La deformacin es causada por el esfuerzo de cizalla y no por el esfuerzo normal. Este ltimo solo produce compresin y dilatacin. Existen dos maneras extremas de deformarse un cuerpo ante un esfuerzo de cizalla:

1) El cuerpo se deforma en forma instantnea y la energa 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 slidos y son los que adquieren resistencia y pueden transmitir el esfuerzo. Los slidos ideales son los que responden a la teora de elasticidad, por lo cual la deformacin previa a la ruptura es recuperable.

2) La deformacin del material depende del tiempo de la aplicacin del esfuerzo de cizalla. Ceden ante un esfuerzo de cizalla constante, por ms pequeo que sea, y continan deformndose mientras persista el esfuerzo. La energa proporcionada por el esfuerzo se disipa como calor que resulta de la friccin entre las lminas de cizalla por las cuales se deforman. Estos materiales se denominan fluidos. En consecuencia la deformacin no se recupera. Los fluidos pueden ser descriptos de acuerdo con la teora de la viscosidad.

Muchos materiales geolgicos responden a los esfuerzos de cizalla de diversa forma, ya sea como fluidos o como slidos. Por ejemplos las rocas en general pueden comportarse como slidos y se las puede modelar con las ecuaciones que regulan el comportamiento elstico. Pero estas mismas rocas tambin se pueden comportar como fluidos y se las puede describir como cuerpos viscosos, aunque difcilmente adquieren un comportamiento newtoniano. Este comportamiento reolgico, tan opuesto, se explica de acuerdo como intervienen las siguientes variables: magnitud del esfuerzo de cizalla; velocidad de aplicacin del esfuerzo; temperatura. Todas estas variables juegan un rol

importante en el modo de deformacin, pero es la temperatura el factor decisivo en el modo de deformacin. Rocas granticas a temperaturas equivalentes a la mitad del comienzo de la fusin responden como fluidos ante pequeos esfuerzos de cizalla aplicados lentamente. Pero an a esta misma temperatura si el esfuerzo es rpido se comportan como slidos. Un ejemplo de esta variacin es aplicable a una faja de rocas granticas que se est deformando como un fluido, dando lugar a la formacin de una faja milontica (Fig. 1.1). Cuando esta faja es atravesada por una fractura que se propaga desde otro ambiente geolgico se comporta como un cuerpo rgido y se fractura frgilmente. Esto es posible porque la velocidad de propagacin de la fractura es muy alta. Al continuar la deformacin dctil en la faja milontica la traza de la fractura desaparece por la deformacin dctil. Adems, si la fractura desplaz a la faja de deformacin dctil, con el tiempo se transformar en un sigmoideo (Fig. 1.1c).

Figura 1.1. En a se muestra una faja de cizalla dctil. La misma (b) es atravesada por una fractura que se propaga desde otro ambiente geolgico cortando frgilmente a la faja de cizalla. (c) Finalizado el episodio de fracturacin la traza de la fractura en el interior de la faja de cizalla se disipa porque contina la deformacin dctil.

La combinacin de los extremos slido-fluido produce una variedad casi infinita de materiales con comportamientos reolgicos intermedios en los cuales intervienen en proporcin variable los elementos elsticos y los viscosos. Los magmas, los flujos piroclsticos, los flujos de detritos, las avalanchas, las reptaciones de ladera, los movimientos de los glaciares, etc. forman parte de comportamientos reolgicos intermedios.

La reologa es indispensable para describir el flujo del magma e interpretar la geometra de los cuerpos gneos. En este resumen solo se tratarn los fluidos relacionados con la evolucin del magma. No se considerarn los cuerpos en los cuales la deformacin es dominantemente elstica.

1.2. Caractersticas de los fluidos

Existen dos grandes grupos de fluidos de acuerdo a sus caracterstica internas: homogneos constituidos por una sola fase y heterogneos, constituidos por dos o ms fases. Se llama fase dispersante a la fase continua que contiene a la fase dispersa, que, obviamente, es discontinua. La deformacin de los fluidos heterogneos generalmente requiere mayor cantidad de energa que la de los fluidos homogneos. Esto se debe a que durante la deformacin de los fluidos heterogneos es necesario deformar ambas fases, las cuales comnmente tienen diferentes reologas. Como se ver ms adelante, los requerimientos energticos disminuyen en la medida que la morfologa de la/s fase/s

dispersa/s se acomoda al flujo y por lo tanto ofrecen menor resistencia a la deformacin. Esto significa que la viscosidad disminuye con el tiempo. Pero si las fases dispersas son rgidas, indeformables, como es el caso de los cristales suspendidos en el magma, los requerimientos energticos aumentan considerablemente con el aumento de la proporcin de cristales.

1.2.1. Fluidos homogneos.

Los fluidos homogneos, como por ejemplo el agua, el aire puro, estn constituidos por una nica fase y sus propiedades no varan an en el entorno microfsico. En petrologa no tienen representacin ya que el magma contiene siempre cristales porque difcilmente superan la temperatura del liquidus. Rara vez hay exceso de energa que permita alcanzar la fusin total.

1.2.2. Fluidos heterogneos.

Los fluidos heterogneos constan de dos o ms fases con propiedades reolgicas diferentes. Como ya se mencion, la fase fluida continua es la fase dispersante, que puede ser un lquido o un gas. Los lquidos se diferencias de los gases en que son incompresibles y no pueden llenar homogneamente el recipiente que los alberga. De acuerdo con la naturaleza de la fase dispersa se pueden distinguir:

Suspensiones. Partculas slidas en un dispersante lquido. Es el caso del magma que contiene cristales. Los coloides entran dentro de este grupo pero la fase dispersa tiene tamaos entre 1 nm y 1 ::::m. Dentro de estos tamaos se encuentran los geles, en los cuales la fase continua es slida y la dispersa es lquido. Los geles por vibracin se transforman en fluidos.

Emulsiones. La fase dispersa es lquida, al igual que la fase dispersante. En emulsiones estticas la fase dispersa es esfrica. Son frecuentes en mezclas de lquidos inmiscibles.

Espumas. Burbujas de gas dispersas en una fase lquida. Para que el material sea considerado como espuma las burbujas deben estar rodeadas por una delgada pelcula del lquido dispersante. El ejemplo ms comn en petrologa son pmez y escorias.

Aerosoles. Partculas slidas o lquidas suspendidas en gas. El ejemplo ms frecuente son las nubes de ceniza volcnica y las nubes ricas en gotas de cido sulfricos asociadas a la emisin volcnica de anhdrido sulfuroso.

Las rocas, bajo ciertas condiciones de presin, temperatura y tiempo pueden comportarse como fluidos heterogneos debido a que en su composicin participa ms de una fase mineral cuyas propiedades reolgicas son diferentes. Los minerales ms comunes de las rocas gneas, cuarzo, feldespatos y minerales ferromagnsicos responden reolgicamente en forma diferente debido a sus diferentes coeficientes de activacin, por lo cual algunos de los minerales se comportan como fluidos y otros como slidos.

1.3. Viscosidad

Todos los fluidos se deforman ante la aplicacin de un esfuerzo de cizalla (= esfuerzo tangencial, shear stress), por ms pequeo que este sea. No obstante, la magnitud de la deformacin depende de una propiedad inherente a cada fluido, denominada viscosidad. La viscosidad es la resistencia de un fluido a ser deformado. Cuanta ms alta es la viscosidad ms alta es la resistencia a la deformacin. Por este motivo, la inversa de la viscosidad se denomina fluidez.

La viscosidad dinmica o simplemente viscosidad se expresa por la siguiente relacin

0 =

Siendo 0 = viscosidad (Pascal segundo = Pa s); = esfuerzo de cizalla (Pascal = kg m s-2); = gradiente de velocidad entre el lmite del fluido y su parte interna o tasa de cizalla (s-1) (Fig. 1.2a)

= /

donde dx/dt expresa la cantidad de deformacin durante el intervalo dt.

Figura 1.2. a: Esquema del flujo de un lquido entre dos capas rgidas. F/A = FFFFJJJJ = esfuerzo de cizalla; dx/dt es la magnitud de la deformacin 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, Neuqun. Las tonalidades oscuras corresponden a lminas vtreas compactas, las claras son tambin vtreas pero ms porosas. La estructura del flujo se conserv por el rpido enfriamiento. c: Vista de la superficie de un plano de cizalla desde arriba. Se observa la lineacin producida por el arrastre de los fenocristales durante el deslizamiento del plano de cizalla sobre el contiguo. Pequeo domo de riolita cerca de Primeros Pinos, Neuqun.

Como se puede observar en la Fig. 1.2a el gradiente de velocidad se expresa por el desplazamiento de una lmina sobre otra, por lo cual tambin expresa la variacin 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 variacin 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 est dada por la tangente del ngulo """". En los fluidos newtonianos este ngulo es constante, pero en los no newtonianos el ngulo 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 relacin 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 relacin 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 inclinacin homognea 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 fluir fcilmente y se desplazar a velocidades moderadas. Pero en lavas con elevada viscosidad la tasa de cizalla ser pequea. En este caso, el flujo de la lava es dificultoso desplazndose lentamente y no responden a la relacin lineal newtoniana. Las lavas baslticas fluyen decenas de kilmetros en corto tiempo. Por el contrario, las lavas riolticas 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 ngulos moderados a altos el flujo es acompaado por deslizamientos. Al disminuir la pendiente el deslizamiento cesa y la lava contina fluyendo normalmente. Esto es explicable por el comportamiento Bingham de la lava, que se fractura en los bordes y se desliza sobre la capa lmite, 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 vtrea de traquita en el borde noroeste de la caldera del volcn Payn Matr, Mendoza. En el lugar por donde sali la lava se observa la cicatriz dejada por un deslizamiento, cuyo lbulo en la parte distal (L) continu fluyendo normalmente. Este fenmeno 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 Geolgicas, CONICET-UNLP. b) Fotografa de la cicatriz dejada por el deslizamiento mostrado en a, tomada desde la parte ms alta de la colada.

La viscosidad cinemtica < es la relacin entre la viscosidad dinmica 0 y la densidad D del fluido:

< = 0/D

tiene por unidades rea/segundo. La viscosidad cinemtica es equiparable a la difusin del momentum (= masa x velocidad) en sentido perpendicular a la direccin del flujo, puesto que tiene las mismas dimensiones. En los fluidos invscidos la viscosidad es despreciable (00), por lo tanto la viscosidad cinemtica tambin tiende a cero, lo cual significa que no hay difusin del momentum, como ocurre en la capa lmite, porque no hay gradiente de velocidad. La viscosidad cinemtica del magma basltico es varios rdenes de magnitud menor que la de los magmas silcicos. Por este motivo, la capa lmite es imperceptible en los diques baslticos y, en cambio, es marcada en los riolticos (vase Capa lmite).

En sntesis, la viscosidad es la resistencia a fluir. Esta resistencia se manifiesta por la friccin en las superficies de cizalla. Esta friccin es la que disipa la energa como calor y no permite la recuperacin de la deformacin.

1.3.1. Fluidos no-newtonianos

Los fluidos no newtonianos son los que se apartan de la relacin 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 ms importantes las variaciones de la magnitud del esfuerzo de cizalla y de la velocidad de deformacin.

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 elstico 0. Superado este umbral, se comporta como un fluido newtoniano (curva 1) o pseudoplstico (curva 2). Curva 3: fluido dilatante, cuya viscosidad aumenta con la tasa de cizalla. Curva 4: fluido pseudoplstico, cuya viscosidad disminuye con el aumento de la tasa de cizalla.

Tambin influye en la variacin de la viscosidad de un material la duracin del tiempo de aplicacin del esfuerzo de cizalla, en particular en los fluidos heterogneos porque generalmente su estructura interna se acomoda al esfuerzo y al ofrecer menor resistencia a la deformacin disminuye su viscosidad. Por este motivo, los fluidos heterogneos con una fase dispersa deformable dctilmente comnmente disminuyen su viscosidad con el tiempo. Esto es aplicable a las milonitas, que de acuerdo con el rango de temperatura poseen fases dctiles y fases rgidas.

Como la cantidad de deformacin de un fluido depende de su viscosidad y del tiempo de aplicacin del esfuerzo de cizalla no es sencillo relacionar la variacin de la viscosidad con el cambio de la magnitud del esfuerzo o con el tiempo de aplicacin del mismo.

Ejemplos de fluidos no newtonianos en la vida cotidiana son numerosos. Uno de ellos es el queso mantecoso que puede cortarse en lminas con un cuchillo (esfuerzo cortante elevado) o fluir lentamente si se lo deja en la mesa por un tiempo prolongado. Tambin es frecuente que los fluidos no newtonianos contengan elementos elsticos 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 mficos por su baja viscosidad pueden ser modelados como newtonianos. Los magmas cidos poseen viscosidades de varios rdenes de magnitud superior a la de los mficos y por lo tanto no es posible modelarlos como newtonianos. Por estas diferencias reolgicas los modos de intrusin/erupcin y los procesos de diferenciacin magmtica son diferentes.

La ecuacin general que describe el comportamiento de los fluidos no newtonianos es:

= + 0

donde = umbral elstico y es una potencia distinta de 1.

La variedad de fluidos no newtonianos es inmensa. Los ms frecuentes se agrupan en las siguientes categoras:

1) Fluidos pseudoplsticos: Se caracterizan porque la viscosidad disminuye con el aumento del esfuerzo de cizalla. Las pinturas se encuentran dentro de esta categora. 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 estn 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 deformacin bajas se comportan en forma equivalente a un fluido pseudoplstico. Pero en estos casos la variacin de viscosidad depende del tiempo y no de la variacin de la magnitud del esfuerzo de cizalla. Esta disminucin de la viscosidad con el tiempo se explica por la reorganizacin 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 friccin (= menor viscosidad) (vase 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 assmica, pero que bajo esfuerzo elevados se comporta como un cuerpo rgido, admitiendo la formacin de fracturas. Por esta propiedad el magma mfico puede ascender rpidamente desde la astensfera, o de una subplaca mfica, hasta la superficie. Los elevados esfuerzos se originaran en las cercanas de la transicin litsfera-astensfera y se propagaran hacia la corteza con elevadas velocidades. El magma aprovecha la descompresin producida por la formacin de la fractura y ascendera a la misma velocidad que la de la propagacin de la fractura. Gracias a este rpido transporte del magma pueden transportar hasta la superficie inclusiones slidas del manto e incluso los apreciables diamantes, que por la rapidez de su ascenso no invierten a fases ms estables.

3) Fluidos Bingham. Se caracterizan por poseer un umbral elstico que es necesario superar para que comience el flujo. Son equivalentes a los fluidos viscoelsticos o Maxwell. Los magmas silcicos se comportan como fluidos Bingham y por este motivo, la sedimentacin 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 segregacin de cristales, como ocurre en algunos granitos con megacristales de feldespato potsico. Esto puede deberse a varias causas: 1) el magma fluye con un vigor superior al del umbral, 2) el umbral elstico ha disminuido por agua disuelta en el magma; 3) combinacin de ambas. La existencia del umbral Bingham es importante en el

nucleamiento y crecimiento de burbujas en magma cidos en la interfase volcnica.

4) Fluidos tixotrpicos. Son materiales que en estado de reposo se comportan como slidos, pero en cuanto se les aplica un esfuerzo cizallante comienzan a fluir. Un ejemplo frecuente es la movilizacin de arenas hmedas durante los sismos y cuyo flujo causa innumerables daos. Este fenmeno lo podemos comprobar con una bola de arena hmeda. Cuando la tenemos en la mano se comporta como un slido pero si se aplica un pequeo esfuerzo o se la somete a una vibracin comienza a fluir.

5) Fluidos reopcticos. Cuando se someten a esfuerzas aumentan su viscosidad dificultando el flujo.

6) Fluidos viscoelsticos. Es un trmino genrico para referirse a los fluidos que en sus propiedades contienen un elemento elstico junto al viscoso. La relacin entre los mdulos viscosos y elsticos genera un tiempo de relajacin que en los materiales geolgicos tiene muchsima importancia. De acuerdo a la manera que interactan los elementos viscosos y elsticos se reconocen las siguientes variedades: 1) Fluidos firmoviscosos o Kelvin. Son fluidos que contienen un elemento elstico junto al viscoso acoplado en paralelo. La deformacin elstica, que debera haber sido instantnea, es retardada por el elemento viscoso; 2) Fluidos viscoelsticos o Maxwell. El elemento viscoso y el elstico estn acoplados en serie. La deformacin elstica se logra instantneamente y luego contina la deformacin viscosa. Cesado el esfuerzo se recupera solamente la parte de la deformacin elstica; 3) fluidos Burger, que consiste en la combinacin del Maxwell con el Kelvin. La identificacin de cada una de estas variedades en los materiales geolgicos es muy difcil, por lo cual con frecuencia se los denomina genricamente como cuerpos viscoelsticos.

En los fluidos viscoelsticos es importante tener en cuenta el coeficiente de relajacin o tiempo de relajacin, que es la relacin entre el mdulo de cizalla (= igual mdulo de rigidez) del elemento elstico y la viscosidad cinemtica del elemento viscoso. En fluidos con tiempos de relajacin finitos, por ms pequeos que sean, implican que el material adquiere cierta resistencia y en consecuencia se pueden fracturar. Cuanto mayor es el tiempo de relajacin mayor es la resistencia que puede adquirir el lquido.

7) Fluidos invscidos. Son fluidos en que las fuerzas viscosas son muy pequeas, despreciables respecto a las fuerzas inerciales. El flujo de un fluido que se comporta como invscido depende del gradiente de presin, sin tener en cuenta su viscosidad.

1.3.2. Capa lmite

La capa lmite (= boundary layer) juega un papel de suma importancia en el movimiento de los fluidos. Prcticamente es la que regula el modo de desplazamiento. La capa lmite es la porcin del fluido adyacente a la pared y es la que concentra la mayor variacin de la tasa de cizalla, o, expresado en trminos de movimiento, la capa donde el gradiente de velocidad es mximo.

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 atraccin molecular entre ambos es suficientemente alta para que en esta interfase, de espesor molecular, la velocidad del fluido tienda a cero (vase Fig. 1.6c). En un fluido en movimiento la primera lmina del fluido en movimiento se despega de la lmina con velocidad cero a travs 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 lmina en movimiento. Este esfuerzo de cizalla, ejercido por el movimiento del fluido, tiende a deformar por arrastre el material de la pared, deformacin, que como se ver ms adelante, depende de la reologa del material de la pared. En el caso de los diques la deformacin de la pared es nula, pero en el caso de ascenso diaprico la deformacin 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 variacin de la tasa de cizalla desde el borde hasta su interior es linear. En b, en cambio, la tasa de cizalla vara abruptamente en una franja pegada al borde. Esta faja adyacente al borde se denomina capa lmite (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 porcin el fluido no tiene friccin y en consecuencia se lo puede considerar como invscido, por lo cual el flujo depende del gradiente de presin y se desliza masivamente sobre la capa lmite. En c se da el detalle de la capa lmite, cuyo espesor se mide entre la velocidad cero en el contacto con la pared (punto 3) y la lmina de flujo que alcanza el 99% de la velocidad del flujo (punto 2). El punto 3 muestra la lmina del fluido cuya velocidad es cero y cuyo espesor es de orden molecular (en el dibujo est muy exagerado).

1.3.2.1. Capa lmite en magmas newtonianos En los fluidos newtonianos la capa lmite se restringe a las primeras lminas de flujo y su espesor es muy delgado. Pero cuando el flujo avanza por el conducto (por ejemplo una fractura) las capas lmites crecen hasta que ambas convergen en un flujo homogneo viscoso que rellena todo el conducto. Este es un atributo propio de los fluidos newtonianos porque el ncleo invscido, caracterstico de los fluidos no-newtonianos, desaparece. En la Fig. 1.6a se observa que en el perfil transversal al conducto la variacin de la velocidad entre lminas adyacentes es gradual y constante, por lo cual no se distinguen fajas con diferentes gradientes de velocidad, excepto en la delgada lmina adyacente a la pared como se explic en el prrafo anterior. Este perfil es aplicable a los magmas baslticos, en los cuales no he comprobado la existencia de capas lmites (Fig. 1.7). En sntesis, el perfil es uniforme y no muestra variaciones que lo alejen del comportamiento newtoniano.

Figura 1.7. Dique de basalto en el cono del volcn Malacara, Mendoza. El espesor del dique vara entre 10 y 30 cm, lo cual permite inferir que su viscosidad fue muy baja porque pudo desplazarse fcilmente por una delgada fractura. No se observan capas lmites. Ambas caractersticas sugieren comportamiento newtoniano del magma.

1.3.2.2. Capa lmite en magmas no-newtonianos y su relacin con la roca de caja En los fluidos no-newtonianos, como ocurre con el magma en general (con excepcin

del basltico), la variacin de las velocidades entre lmina y lmina no es constante y la mayor variacin entre ellas se concentra en la capa lmite, que en el caso de lavas o flujos piroclsticos es el suelo y en el de diques son las paredes del mismo. En la capa lmite 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 mecnico entre la capa lmite y el resto del fluido y en consecuencia el comportamiento del flujo es el resultado de una reologa compleja.

La capa lmite se observa en numerosos procesos geolgicos relacionados con el transporte de una masa fluida. En los diques subvolcnicos es donde mejor est expuesta porque la estructura del movimiento del magma fue congelada por rpido enfriamiento (Figs. 1.8 y 1.9). Generalmente es de grano ms fino que el resto del dique, contiene menor cantidad de fenocristales y presenta laminacin por cizalla. Antiguamente se describa la capa lmite como borde enfriado, porque al ser de grano ms fino que el resto del dique se supona que la disminucin del tamao de grano se deba a la prdida de calor. Sin embargo, la difusin del calor a travs de la capa lmite es un tema de alta complejidad que aun no ha sido resuelto. Adems, el enfriamiento cuando el magma se detiene tambin es muy rpido, debido al pequeo volumen de la masa magmtica, y no alcanza a modificar las estructuras del flujo. No obstante, en cuerpos globosos con enfriamiento ms lento que en los laminares el borde externo de grano fino se debe a enfriamiento.

La capa lmite no es exclusiva de los diques, tambin est presente en la base de algunos flujos piroclsticos (Fig. 1.10) y de algunos flujos de detritos (Fig. 1.11).

El contacto de la capa lmite con el resto del fluido es comnmente neto e implica el desacople mecnico entre el ncleo del dique y la capa lmite, diferente al ejercido entre la pared del fluido y la capa lmite. Hacia el interior del fluido la tasa de cizalla puede llegar a ser muy baja o desaparecer (vase Fig. 1.6b) de modo que la friccin entre los planos de flujo es extremadamente pequea o nula. Debido a que los esfuerzos de friccin tienen muy bajos valores se puede considerar que su viscosidad es tan pequea que puede ser desestimada en las ecuaciones que gobiernan el movimiento del fluido. En estos casos recibe el nombre de fluido invscido y todos los problemas relacionados con el flujo dependen de los trminos viscosos de la capa lmite, sobre la cual se desliza el ncleo invscido. Debido a este mecanismo, magmas muy viscosos, como los de las rocas cidas, pueden moverse a travs de fracturas, cuyo espesor permita el desarrollo de un ncleo invscido de espesor suficiente para que las capas lmite no converjan como ocurre en los fluidos newtonianos Fig. 1.12.

Figura 1.8. Dique mfico en granito, Cantera Alexandrini, Rio Negro. La erosin ha resaltado las capas lmites de ambos lados, que por ser de grano ms fino resisten mejor la erosin.

Figura 1.9. Dique andestico eoceno cerca de Andacollo. Las lneas negras marcan el contacto de la capa lmite con el interior del cuerpo (= zona invscida). Obsrvese que es ntido, indicando que hay un desacople mecnico entre la capa lmite y el interior del cuerpo. La ausencia de planos de cizalla en el interior del dique podra sugerir que el flujo era masivo, como un cogulo.

Capa lmite

Figura 1.10. Flujo piroclstico diluido del Mont Pel, isla de Martinica de 1902. Fotografa tomada por el gelogo Antoine Lacroix (1863-1948) pocos meses despus de la erupcin que destruy Saint Pierre et Miqueln. La capa lmite es la delgada capa que separa el cuerpo del flujo piroclstico del suelo. Debido a la elevada velocidad del flujo la capa lmite promueve el efectivo desacople mecnico entre el flujo piroclstico y el suelo. La naturaleza turbulenta de este flujo piroclstico diluido est evidenciada por la innumerable cantidad de vrtices que muestra la fotografa y que evidencian la alta compresibilidad de la fase dispersante, que favorece la formacin de reas de alta y baja presin. Es probable que el rgimen de la capa lmite sea laminar, como es comn en las capas lmites.

Laha

r

c.l.

Figura 1.11. Capa lmite (c.l) del lahar (= debris flow) submarino intercalado en la Fm. Los Molles, Jursico inferior, en Chacay Malehue, Neuqun. La capa lmite, de tonalidades oscuras y compacta, es una arena fina compuesta por partculas de pelitas negras, provenientes del sustrato sobre el cual se desliz, abundante vidrio volcnico, restos de fenocristales y agregados de carbonato de calcio. Aqu tambin, como en la Fig. 1.10 el desacople mecnico ejercido por la capa lmite impidi la deformacin de las pelitas subyacentes.

Figura 1.12. Arriba, dique de riolita de orientacin NNW, espesor 42 m, con ncleo homogneo. Abajo, detalle de la capa lmite, de 70 cm de espesor, en el borde oeste del dique, cuyo lmite con el ncleo est sealado por el martillo. Obsrvese la marcada foliacin paralela al eje del dique. Fm. Marifil, Sierra Grande (413553S; 652431O). El dique est emplazado en ignimbritas riolticas de la misma formacin.

En los domos volcnicos la capa lmite 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 ncleo 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. Foliacin magmtica en un domo andestico en su facies extrusiva, Farelln Negro, Catamarca. En los domos la foliacin magmtica est presente en todo el domo; carece de ncleos invscidos como en algunos diques, y est plegada por variaciones internas en el flujo como consecuencia de su lenta y dificultosa expansin en la atmsfera. (271506S; 664148O

Figura 1.14. Domo intrusivo de riolita. Faralln Negro. Flujo magmtico con orientaciones variables causadas por la catica inyeccin de magma en un espacio restringido (271660S; 664104O).

El carcter invscido se puede predecir con el nmero de Reynolds, que relaciona los esfuerzos inerciales con los viscosos. Cuando Re >>1 los esfuerzos viscosos son relativamente tan pequeos respecto de los esfuerzos inerciales que se pueden despreciar y por lo tanto se puede considerar al flujo como invscido.

Re = D0

=

0/D

donde D = densidad; V = velocidad; L = espesor del conducto; 0 = viscosidad y 0/D = viscosidad cinemtica.

Un ejemplo aplicable al magma puede ser el avance de una lava basltica a travs de un dique de 1m de espesor. Si tomamos la viscosidad dinmica de lava basltica (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 propagacin de una fractura. Si en cambio la lava es de composicin rioltica (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 riolticos es de tal magnitud que no es comparable con la de los magmas baslticos, por lo cual su desplazamiento a travs de la litsfera y/o corteza tiene que ser diferente. En el caso que el magma basltico 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, podra ser considerado como un fluido newtoniano cuyos esfuerzos viscosos son despreciables respecto a los inerciales. Esta consideracin jams podra extrapolarse a un magma rioltico y en consecuencia explicara el considerable volumen en superficie del basalto, expresado por la composicin de la corteza ocenica, los gigantescos plateau baslticos continentales, como el de Siberia, y los gigantes enjambres de diques radiales tales como el del noreste de Canad. En sntesis, magmas baslticos pueden comportarse como invscidos y por lo tanto el flujo depende del gradiente de presin y no de la viscosidad. En los magmas riolticos (no-newtonianos), en cambio, el flujo depende fuertemente de la viscosidad expresada en la capa lmite ya que el ncleo llega a ser invscido. Por este motivo, el transporte del magma rioltico a travs de un conducto depende de la viscosidad adems del gradiente de presin.

En sntesis, en los magmas no-newtonianos que se desplazan a travs de fracturas la viscosidad se concentra en la capa lmite y el interior fluye masivamente, por lo cual tambin se lo puede considerar invscido por la ausencia de friccin interna.

La deformacin producida por el arrastre de la capa lmite sobre la pared depende del mdulo de cizalla del material que forma la pared. Como en los materiales rocosos este mdulo a bajas temperaturas es muy alto (33 a 150 GPa) rara vez se deforman, como ocurre en el clsico transporte del magma a travs de diques. En consecuencia, se produce el desacople mecnico entre el fluido, que s se deforma, y la pared. Para esfuerzos de cizalla altos, el desacople resulta ms 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 posicin porque el desacople supera al arrastre. Un efecto similar tiene el movimiento de un flujo piroclstico que al tener velocidades muy altas no afecta la estructura del suelo sobre el cual se desliza, aun en los casos que el suelo est formado por sedimentos sueltos, generalmente depsitos de cada y de oleadas piroclsticas previos al flujo piroclstico(vase la Fig. 1.10).

Continuando con el movimiento de fluidos no-newtonianos a travs de fracturas es importante tener en cuenta que la velocidad de desplazamiento en la capa lmite es menor que la de la porcin central, invscida, del fluido. Por este motivo el magma del interior de un dique no est en equilibrio qumico con el magma de la capa lmite, por lo cual para describir un dique petrolgicamente es necesario identificar la posicin de la muestra dentro del dique y sistematizar la toma de muestras.

En contraposicin con el desplazamiento de magmas a travs de diques se reconoce el transporte de magma por diapiros, donde la ductilidad de la caja favorece el arrastre de la misma. El contraste reolgico entre magma y caja es bajo, por lo cual el desacople mecnico 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 mdulo de cizalla y 3) la baja velocidad de deformacin. El magma mfico difcilmente forma diapiros, a menos que se encuentre dentro de otros magmas, porque no cumple con el primer requisito. Los magmas silcicos en condiciones de lento movimiento y temperatura ambiente equivalente a un metamorfismo de grado medio son favorables para el ascenso diaprico, en particular en la corteza inferior y en la parte baja de la corteza superior.

Cuando dos magmas se mezclan rara vez se homogenezan porque sus diferentes viscosidades lo impiden al crearse desacoples mecnicos entre las capas lmites de ambos. Adems, las reacciones qumicas entre ambos bordes contribuyen a formar capas protectoras que contribuyen a su preservacin. La homogeneizacin implica un costo energtico importante, no siempre disponible en magmas con cristales en suspensin. Las diferencias de temperatura de ambos magmas generan corrientes convectivas con flujo laminar. Movimiento turbulento, que favorecera la homogeneizacin, no se alcanza a desarrollar porque la energa no es suficiente para ello. Intuitivamente creo que cuanto menor es la diferencia de viscosidad mayor es la probabilidad de homogeneizacin. No obstante, en cuerpos magmticos con lento enfriamiento el gradiente de composicin entre ambas parcelas de magma promueve la difusin de elementos que tiende a homogeneizar las parcelas ms pequeas, pero este no es un proceso reolgico.

En sntesis, la reologa de los materiales fluidos es muy compleja porque el extremo ideal newtoniano es solamente aplicable a lquidos homogneos simples como el agua, alcohol, etc. Lquidos heterogneos se apartan del comportamiento newtoniano y muestran comportamientos intermedios entre los newtonianos y los cuerpos elsticos. La reologa de

flujos ricos en gases, a pesar de tener viscosidades pequeas, es tambin sumamente compleja por su alta compresibilidad. Los flujos piroclsticos, ya sean densos o diluidos, gravitatorios y/o ondulares, son ejemplos de esta complejidad. La violenta compresin y descompresin de la fase gaseosa produce ondas de choque e interviene en el rgimen trmico del flujo con calentamientos y enfriamientos adiabticos que favorecen la turbulencia.

1.4. Deformacin de una espuma: convivencia de flujo y fracturacin Como ejemplo de la complejidad reolgica de algunos fluidos analizaremos el

comportamiento de una espuma, la cual, como se recordar, tiene respuesta viscoelstica a la deformacin. En una espuma la fase dispersa, gaseosa, es compresible, mientras que la fase dispersante, lquido, 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 recuperacin de parte de la energa empleada para la deformacin. Cuando se retira el esfuerzo las burbujas se descomprimen y vuelven a su forma esfrica de mnima energa. Esto significa que el elemento elstico de una espuma radica principalmente en la variacin de la energa interna de cada una de las burbujas. Cuando se deforman aumenta su energa interna, resistiendo a la deformacin, y al cesar el esfuerzo la energa vuelve al mnimo y se recupera la deformacin 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 reolgica es de tal magnitud que coexisten los dos modos extremos de la deformacin: dctil y frgil. Ante un esfuerzo de cizalla (en este caso el viento) y mientras la deformacin se est llevando a cabo se forman dominios o parcelas dentro de la masa de la espuma que se deslizan entre s. La orientacin de los lmites de estos dominios, que son verdaderos planos de cizalla, tiene un arreglo armnico con el vector principal de la deformacin. Inclusive, a lo largo de los planos de cizalla se producen deflexiones secundarias causadas por el deslizamiento de un dominio sobre el otro. La formacin de dominios podra ser explicada por variaciones locales de direccin y magnitud del esfuerzo de cizalla. Tambin puede explicarse porque la reologa de la espuma es sensiblemente dependiente del tamao de las burbujas y como en general la distribucin de los grupos de burbujas no es uniforme, los elementos viscosos y elsticos varan de un lugar a otro, respondiendo en forma diferenciada al esfuerzo deformante. Estos esquemas pueden ser aplicados a la formacin de milonitas o a la deformacin interna del flujo dentro de domos magmticos.

Estos modelos de complejidad reolgica, conde coexisten deformaciones continuas y discontinuas son frecuentes en petrologa gnea. As por ejemplo, durante la cristalizacin de plutones superficiales sometidos a un campo de esfuerzo diferencial externo, el flujo magmtico est influenciado por los esfuerzos externos y en el caso que el esfuerzo contine despus de la cristalizacin, la roca continuar fluyendo a pesar de haber

cristalizado en su totalidad. La deformacin de los cristales comenzar a partir del umbral crtico de Arzi, esto es, cuando haya cristalizado cerca del 70%. A partir de este momento y hasta la cristalizacin total magma residual y 2) de los cristales, que por la elevada temperaturaliquidus, fluyen con cierta facilidad. progresivamente con el tiempolas parcelas de magma remanentesrecuperarn parcialmente, dando una textura ortomagmtica.

Figura 1.15. Espuma de aire + agua en una charca vista desde arriba. La deformacin fue por el viento. reologa viscoelstica. Posee un umbral elstico por el cual la superficie rugosa no desaparece en estado de reposo. Si hubiera sido un fluido newtoniano la super(elemento viscoso), mostrado por el replegamiento de la espuma, a la fotografa, que evidencian el desaparece hacia abajo por uno de los numerosos planos de cizalla. Justo donde desaparece se observan las caractersticas s-c caracterstica de las milonitas. 2) Ojo de espuma (cuadrante sgrandes. Tiene mayor visco-elasticidadrequerida para deformar las burbujas es proporcional al tamao de las mismas.

cristalizado en su totalidad. La deformacin de los cristales comenzar a partir del umbral crtico de Arzi, esto es, cuando haya cristalizado cerca del 70%. A partir de este momento y hasta la cristalizacin total coexistirn dos tipos de flujo: 1) magmtico, correspondiente al magma residual y 2) de los cristales, que por la elevada temperatura

fluyen con cierta facilidad. Durante este proceso la viscosidad aumentaprogresivamente con el tiempo, en especial cuando al descender la temperatura

remanentes. Si el enfriamiento es lento los cristales deformados se n parcialmente, dando una textura que se aparta de la clsica

agua en una charca vista desde arriba. La deformacin fue por el viento. eologa viscoelstica. Posee un umbral elstico por el cual la superficie rugosa no desaparece en estado de reposo. Si

hubiera sido un fluido newtoniano la superficie debera ser plana. En esta foto hay que observar: 1) A pesar del intenso flujo mostrado por el replegamiento de la espuma, hay fracturas, como las dos que se observan en diagonal

elemento elstico. El juego de fracturas (f) en el centro superior de la fotografa por uno de los numerosos planos de cizalla. Justo donde desaparece se observan las

c caracterstica de las milonitas. 2) Ojo de espuma (cuadrante superior derecho) con burbujas ms elasticidad que el resto de la espuma debido al mayor tamao de las burbujas. La energa

requerida para deformar las burbujas es proporcional al tamao de las mismas.

cristalizado en su totalidad. La deformacin de los cristales comenzar a partir del umbral crtico de Arzi, esto es, cuando haya cristalizado cerca del 70%. A partir de este momento y

ico, correspondiente al magma residual y 2) de los cristales, que por la elevada temperatura, cercana a la del

Durante este proceso la viscosidad aumentar r la temperatura se agotan

Si el enfriamiento es lento los cristales deformados se que se aparta de la clsica textura

agua en una charca vista desde arriba. La deformacin fue por el viento. Morfologa tpica de eologa viscoelstica. Posee un umbral elstico por el cual la superficie rugosa no desaparece en estado de reposo. Si

ficie debera ser plana. En esta foto hay que observar: 1) A pesar del intenso flujo , como las dos que se observan en diagonal

o. El juego de fracturas (f) en el centro superior de la fotografa por uno de los numerosos planos de cizalla. Justo donde desaparece se observan las

uperior derecho) con burbujas ms que el resto de la espuma debido al mayor tamao de las burbujas. La energa

Figura 1.16. Infinidad de budines deformados y desplazados por el esfuerzo de cizalla. Los budines se forman por pequeas diferencias del elemento viscoso, en este caso diferencias en el tamao y proporcin de las burbujas que influyen sobre la viscosidad. Obsrvese como en la parte inferior de la foto hay un desacople mecnico, el cual revela la existencia del elemento elstico. Misma espuma que Fig. 1.15.

2. ALGUNOS ASPECTOS DE LA REOLOGA DEL MAGMA

El magma es una suspensin que incluye los cristales en equilibrio con el lquido, por lo cual sus propiedades reolgicas dependen dramticamente de la variacin de la temperatura. En efecto, en la corteza superior el magma pierde calor, an a pesar del calor cedido por la cristalizacin, por lo cual la proporcin de cristales aumenta progresivamente y pasa gradualmente de una suspensin diluida a una concentrada.

La viscosidad del magma sin cristales se debe a la polimerizacin de la slice, que forma cadenas de SiO4=, responsables del incremento de la viscosidad. Son estas cadenas de tetraedros de slice las que ejercen la resistencia a la deformacin, por lo cual la viscosidad del magma aumenta con la proporcin de slice. La diferencia entre magmas baslticos (aproximadamente 1x103 Pa.s) y riolticos (entre 1x106 y 1x1013 Pa.s) es de varios rdenes de magnitud, reflejando la importancia de la slice en la viscosidad. Las cadenas de tetraedros de slice se interrumpen por la disolucin en el magma de los elementos voltiles (agua, flor, cloro) cuya solubilidad en el magma aumenta con la disminucin de la temperatura. Por este motivo, los magmas silcicos, cuyos solidus tienen temperaturas menores a la de los magmas mficos, son los que mayor cantidad de voltiles pueden disolver y por lo tanto los que poseen el mayor rango de variacin en la viscosidad. Debido a que los voltiles se comportan como elementos incompatibles su concentracin en el magma aumenta con la cristalizacin. Adems, el elevado volumen especfico de los voltiles disueltos en el magma favorece su concentracin en la cpula de los cuerpos magmticos globosos, lo cual genera el aumento de la presin interna del magma, que puede superar la presin de carga. Esto es posible si la permeabilidad de la caja es baja y no deja escapar los voltiles. Esta sobrepresin causada por la concentracin de los voltiles en la cpula juega un rol importante en el ascenso del magma debido a la formacin de fracturas anulares y la penetracin del magma simultneamente con la propagacin de las mismas (Fig. 2.1). Me imagino que este proceso es muy rpido por lo cual la viscosidad del magma con estas condiciones de deformacin podra ser relativamente baja. Cuando las fracturas se conectan con la superficie la cada de presin proporciona un adicional energtico suficiente para dar lugar a una erupcin explosiva.

El comportamiento reolgico del magma es equivalente al de un fluido de tipo dilatante, pero no porque vare la viscosidad con el esfuerzo, sino porque la viscosidad vara con el tiempo. Esto se explica porque la progresiva disminucin de temperatura del magma promueve el aumento en la proporcin de cristales, pasando de una suspensin 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 suspensin cristales-magma se comporta como un cuerpo rgido. Este umbral, denominado umbral de Arzi, se alcanza cuando los cristales se tocan mutuamente, generando una resistencia finita a la deformacin. El umbral se encuentra cuando la

proporcin de cristales llega a 60-70% y con estas condiciones ya se pueden generar fracturas. La formacin de fracturas poco tiempo antes que el magma se consuma da lugar a la generacin de los diques sin-magmticos. En los cuerpos globosos residentes en la parte

Figura 2.1. Cpula del plutn granodiortico Agua Negra. Arriba vista general, abajo detalle. La concentracin de voltiles en la cpula favoreci la fracturacin hidrulica del techo, constituido por areniscas finas y pelitas. La impermeabilidad de la roca de caja impidi el escape de los voltiles por lo cual la presin interna del magma super la presin ambiente, favoreciendo la fracturacin. 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 cristalizacin del magma promueve la disminucin del volumen y si la caja es rgida, es decir, si no cede ante la disminucin de volumen, se

forman fracturas de extensin en el interior del cuerpo magmtico. El magma residual fluye hacia ellas formando los diques sin-magmticos (Fig. 2.2) cuya composicin corresponde al 20-30% del magma residual por lo cual los diques sin-magmticos son ms diferenciados que el granitoide que los contiene. En los casos en que la caja cede por la contraccin de volumen, como en cuerpos que se emplazan durante una deformacin dctil, el magma residual, enriquecido en voltiles al no tener espacio para rellenar fracturas ataca a los cristales formados produciendo una especie de granitizacin (albitizacin de plagioclasas y feldespatos potsicos, reemplazos de cuarzo, rebordes albticos en feldespatos potsicos, formacin de muscovita, etc.).

Los magmas pocos viscosos, i.e. los baslticos, pueden escurrirse fcilmente a travs de fracturas por lo cual sus transporte es principalmente a travs de diques. Ejemplo de esto son los enjambres de diques mficos, frecuentes en las cortezas ocenica y continental. Los volcanes monogenticos, comunes en las erupciones baslticas, se formaron por un nico episodio eruptivo que drena el magma basltico desde cmaras muy profundas, situadas ya sea en la base de la corteza o en la base de la litsfera. El tiempo empleado para atravesar la corteza/litsfera es geolgicamente instantneo, del orden del ao. Con estas condiciones, equivalente a tasas de cizalla muy altas, la corteza inferior responde como un cuerpo rgido 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 razn la corteza inferior debajo de un plateau basltico continental debera ser ms rica en componentes del manto que en otras localidades.

Debido a la baja viscosidad del magma basltico, que le permite escurrirse con facilidad a travs de delgadas fracturas, casi nunca se almacena en la corteza superior como cuerpos globosos grandes. nicamente en regiones de muy elevado gradiente geotrmico, como la isla grande de Hawaii o Islandia se forman debajo de la superficie pequeas cmaras magmticas que alimentan la actividad volcnica. En la mayora de los casos el magma basltico 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 basltico es la disminucin/desaparicin en los diques de la capa lmite, difcilmente observable a simple vista (vase Fig.1.7).

Figura 2.2. Diques sin-magmticos en el plutn de monzoganito subvolcnico Calvo, La Esperanza, Ro Negro. Sus caractersticas ms importantes son: 1) bordes adheridos a la caja, milimtricamente transicionales; 2) recorridos no continuos; 3) relaciones de corte mutuas y 4) longitudes de escasos metros.

El comportamiento reolgico de los magmas silcicos es diferente al de los mficos (Fig. 2.3). Su elevada viscosidad dificulta el transporte a travs de fracturas y por lo tanto son propensos a formar en la corteza superior cuerpos globosos o del tipo medusa. La energa 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 sobresaturacin. La separacin de la fase vapor siempre est asociada a fuertes aumentos en el volumen, que se traduce en el aumento de la presin interna, proporcionando un adicional energtico que en muchos casos desencadena erupciones explosivas.

Figura 2.3. Las bombas volcnicas son gruesas salpicaduras de magma eyectadas balsticamente que adquieren su forma aerodinmica durante su recorrido en la atmsfera. Arriba: bomba basltica. Se aprecia que la viscosidad del magma fue baja porque su forma aerodinmica es perfecta. Las fracturas que se observan son posteriores a su cada. Abajo: bomba traqutica. Su forma aerodinmica es imperfecta, lo cual significa que resisti parcialmente la deformacin durante los giros realizados en el aire. En consecuencia, su superficie es casi polidrica, y posee fracturas de extensin contemporneas con la expansin de la bomba causada por la fuerza centrfuga. Esto significa que se trataba de un lquido tipo Bingham, con un umbral elstico cuya magnitud desconocemos.

No obstante, en algunos cuerpos granticos muy superficiales, estrechamente asociados a la actividad volcnica, se observan enjambres de diques riolticos de varios kilmetros de longitud emplazados en las cpulas de estos cuerpos granticos y tambin 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 poda desplazarse con cierta facilidad a travs de fracturas. Una posible explicacin para este tipo de diques es la presencia de agua disuelta en el magma, que no slo disminuye la viscosidad del mismo sino que tambin facilita la fracturacin, de tipo hidrulica, de las partes ya cristalizadas del plutn y tambin de la caja. En mi experiencia esto ocurre en regmenes tectnicos extensionales, por lo cual los diques tienen diseo longitudinal en chelon. La reologa del magma que form estos diques silcicos aun no ha sido analizada en detalle y probablemente no se puede descartar la disminucin de la viscosidad por la elevada tasa de deformacin creada por la propagacin de las fracturas, que se suma a los voltiles disueltos en el magma.

a

b

Figura 2.4. Imgenes Google Earth del batolito de Colangil, San Juan. Enjambre de diques longitudinales riolticos en la cpula de un plutn de monzogranito. Las caractersticas ms destacadas de estos diques son su espesor constante y su diseo en chelon. Con permiso de Google Earth Pro otorgado al Centro de Investigaciones Geolgicas, CONICET-UNLP.

3 ALGUNAS REFLEXIONES SOBRE FLUJOS Y OLEADAS PIROCLSTICAS

Los flujos y oleadas piroclsticas estn asociadas al volcanismo explosivo, comnmente relacionado a erupciones provenientes de cmaras magmticas superficiales. La diferencia entre ambos flujos son sutiles y no hay lmites precisos que los separen. Los flujos piroclsticos son esencialmente gravitatorios y se producen mayormente por el colapso parcial de la pluma piroclstica. Las oleadas piroclsticas, en cambio, se inician como ondas originadas por violentas explosiones en la boca del volcn, por lo cual la onda expansiva tiene en sus comienzos un fuerte componente horizontal. Agotada la energa de la onda el flujo puede continuar por influencia de la gravedad.

Las plumas piroclsticas se forman porque las explosiones se desarrollan en el interior del conducto volcnico, requerimiento necesario para que se forme la pluma. Si la explosin se produce en la boca del volcn se favorece la formacin de una onda expansiva en detrimento de la pluma piroclstica. El sistema es comparable con el funcionamiento de una escopeta. Si el cao es largo el ngulo de dispersin de la perdigonada es pequeo. Por el contario si es corto el ngulo de dispersin de la perdigonada es amplio y se favorece la expansin lateral.

La reologa de los flujos piroclsticos es complicada por la heterogeneidad y variabilidad de su composicin, aunque todas tienen en comn a una fase dispersante gaseosa. Es esta fase gaseosa, con elevada compresibilidad, la que otorga la complejidad reolgica al flujo piroclstico. En el interior del flujo se producen infinitas variaciones de densidad, relacionadas con el movimiento catico de la fase slida dispersa, que generan ondas de choque e importantes cambios adiabticos de temperatura por rpida compresin y descompresin. Estos cambios de densidad y temperatura, adems del rpido desplazamiento del flujo piroclstico, son los responsables de formar innumerables vrtices ascendentes, los cuales llegan a formar plumas piroclsticas secundarias que depositan cenizas y co-ignimbritas. Con frecuencia la velocidad de desplazamiento de los flujos piroclsticos es elevada, pero es mucho mayor la velocidad con la cual gira cada uno de los vrtices. Es esta velocidad la que mantiene en suspensin las fases slidas con tamaos de hasta grandes bloques. Como los vrtices se forman por descompresin tienden a ascender arrastrando las fases slidas hacia las partes ms altas del flujo piroclstico.

La capa lmite, en el contacto suelo-flujo piroclstico, soporta el peso del flujo piroclstico, por lo cual las variaciones de densidad son pequeas y la temperatura es ms alta que en el resto del flujo por estar comprimida. Adems, como es la zona de mayor tasa de cizalla su estructura interna est 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 transicin con el flujo turbulento parece ser gradual, pero muy poco se conoce al respecto.

Los depsitos de los flujos piroclsticos son con frecuencia groseramente estratificados (Fig. 3.1 ). An en aquellos depsitos que tienen apariencia masiva si se los observa cuidadosamente se constata la existencia de cierta planaridad, evidenciada por cambios granulomtricos. Esta grosera estratificacin apunta a un depsito formado por agradacin, conclusin opuesta a un depsito formado masivamente. Qu diferencia existe entre un depsito formado por agradacin y otro formado masivamente? La diferencia radica en el tiempo de depositacin. En el primero el tiempo es finito, mientras que en el segundo es instantneo. Ahora bien, si el tiempo de la agradacin tiende a cero, sin llegar a ser cero, la diferencia entre la formacin de un depsito por agradacin y uno masivo tiende a ser mnima. Se sabe sobre el anlisis de los depsitos histricos de flujos piroclsticos que la depositacin es extremadamente rpida, del orden de horas. Por lo tanto, la agradacin de un depsito piroclstico tiene que ser tambin extremadamente rpida, prcticamente a la misma velocidad que la del movimiento del flujo. Cmo agrada un depsito piroclstico? Debido a la estructura groseramenta estratificada podra concluirse que agrada capa por capa, como si fueran depositadas por una flujo lminar. 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 rgimen de flujo estacionario, en el cual la distribucin de presin, y por lo tanto de velocidad, a lo largo del rea de drenaje no cambia con el tiempo. Sin embargo, tambin es posible concluir que la agradacin se produce por la depositacin de cada vrtice al perder su energa, sin descartar un proceso explosivo no estacionario, como se mencion en al prrado anterior.

Figura.3.1. Depsito de aspecto masivo una ignimbrita dactica poco soldada del volcn Chimpa (Puna de Salta). A pesar de esta caracterstica si se observa con cuidado se aprecia su grosera estratificacin, por ejemplo en el sector izquierdo de la fotografa.

Como se ha visto en el prrafo anterior, el depsito se forma en brevsimo tiempo, por lo cual a la etapa de transporte, de muy corta duracin (horas), sucede una etapa de reposo, que en algunos casos es de varios aos de duracin. Qu ocurre con el depsito durante esta etapa de reposo?. Los procesos ms frecuentes son: 1) enfriamiento; 2)

compactacin, con expulsin de gases, directamente proporcional a la temperatura y al espesor del depsito; 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

Cul es la viscosidad de un flujo piroclstico? Como la viscosidad representa la friccin interna que se opone al flujo, es posible imaginar que la fase dispersante, gaseosa, tiende a disminuir en gran proporcin esa friccin. Por lo tanto, no es descabellado imaginar que la viscosidad de un flujo piroclstico pueda ser muy baja. En este caso, el nmero de Reynolds, que relaciona los esfuerzos inerciales con los esfuerzos viscosos, sera muy alto, situacin que favorece el movimiento turbulento del flujo piroclstico y permite acercarlo a un fluido de tipo invscido. Otro hecho que apunta a la muy baja viscosidad del flujo es el aplanamiento del techo del depsito durante la etapa de reposo, el cual, adems, permite inferir que el flujo no era del tipo Bingham o viscoelstico, como ocurre en numerosos flujos de detritos.

Figura 3.2. Columna eruptiva del volcn Tungurahua, Ecuador, que muestra que el evento explosivo es secuencial. El mismo se aprecia por la segmentacin horizontal de la columna eruptiva. Fotografia en http://commons.wikimedia.org/wiki/File:Mamahuila2006-07-14_007small.jpg.

Figura 3.3. Ignimbrita Malarge, en el arroyo del mismo nombre, Mendoza. Se observa claramente la superficie plana del techo, caracterstica que sugiere el reacomodamiento del depsito durante la etapa de reposo. Implica baja viscosidad y ausencia de umbrales elsticos del depsito durante su reacomodamiento en la etapa de reposo. En este ejemplo la laminacin interna de la ignimbrita podra haberse originado (o acentuado?) durante el processo de compactacin.

4 MILONITAS Y FAJAS DE CIZALLA. CMO EVOLUCIONAN EN EL TIEMPO?

Las milonitas son rocas con deformacin dctil o dctil-fragil. Se presentan en fajas de centenas de metros de espesor y decenas a centenas de kilmetros de longitud, tambin denominadas fajas de cizalla dctil. Las milonitas desarrolladas sobre granitoides son las que ofrecen la mejor informacin acerca de los procesos reolgicos que ocurrieron durante su formacin. Los coeficientes de activacin a la reptacin (creep) de los dos minerales ms 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 lquido mientras que el feldespato se deforma frgilmente por micogranulacin.

Durante la deformacin de las milonitas no hay fusin de minerales, aunque se discute que en las pseudotaquilitas la microgranulacin ha sido tan intensa que el calor liberado por la friccin pudo haber sido suficiente para producir la microfusin de las partculas.

Las milonitas se forman durante ciento de miles a millones de aos. Son procesos largos, muy lentos. Ante esta situacin cabe preguntarse: cmo vara la deformacin con el tiempo?Cul es la viscosidad con la cual fluye la masa rocosa para formar una milonita?. Ambas preguntas son de difcil respuesta por la complejidad del proceso de deformacin. No obstante, de acuerdo con los principios reolgicos expuestos en el captulo anterior, es posible intuir que la variacin de la deformacin, al comienzo del proceso no es linear respecto al tiempo, pero luego pasa a ser linear (Fig. 4.1a). Tambin se presume que la viscosidad tiende a disminuir despus del comienzo de la deformacin debido al arreglo de las fases cristalinas al nuevo esquema de esfuerzos.

Para tratar de responder las preguntas del prrafo anterior analizaremos la formacin de una milonita en granitoides, que, como se mencin en prrafos anteriores, ofrecen las mejores evidencias para dilucidar los mecanismos de deformacin. Previo a la deformacin, la estructura interna de los granitoides puede considerarse istropa a nivel de meso-escala, estructura que contrasta con la de una milonita, en la cual la anisotropa es su principal caracaterstica. Este drstico cambio puede explicarse por la aplicacin de un esfuerzo de cizalla, el cual es responsable de cambiar progresivamente la estructura istropa en anistropa (Fig. 4.1 b,c,d). Como la viscosidad es la resistencia a la deformacin, es obvio que ser ms elevada durante el comienzo porque debe reordenar la estructura. Este es el periodo de deformacin no linear (Fig. 4.1a). Cuando se logra una anisotropa moderada la fluxin resulta ms fcil porque ya estn formados los planos internos de cizalla que favorecen el deslizamiento del material. En sntesis, 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 tambin por los defectos en el contacto entre granos (en su mayora vacancia de tomos), cuando se agotan estos defectos aumenta la resistencia a la deformacin, aumentando rpidamente la viscosidad y probablemente llegando hasta la fracturacin. En estos casos, en los cuales el flujo no puede continuar por la ausencia de defectos cristalinos, la faja milontica se muda a un sector contiguo ms favorable. De esta manera se puede formar una faja de varios centenares de metros de espesor con variaciones internas en la intensidad de la milonitizacin.

Figura 4.1. Figura que ilustra las diferentes etapas de formacin de una milonita, en la cual se puede observar el reordenamiento de la estructura con respecto a la aplicacin de un esfuerzo de cizalla. Lamentablemente las tres fotografas no pertencen a una misma faja de cizalla.

a: Diagrama que muestra la variacin de la deformacin, bajo un esfuerzo constante, con el tiempo en un tpico proceso de reptacin (creep) de un agregado policristalino. Al principio, cuando se aplica el esfuerzo, en t0, se produce una deformacin instantnea (0), que en las rocas gneas es extremadamente pequea debido al elevado mdulo de rigidez. Esta deformacin instantnea es sucedida por una deformacin variable en el tiempo (t) que luego se hace constante (t). Este ltimo tramo es la caracterstica ms distintiva de la reptacin. El proceso finaliza en t1 porque se agotan los defectos de la estructura cristalina que permiten la deformnacin de los cristales, el material se fatiga y se fractura. En las tres fotografas de rocas con distinto grado de deformacin (b,c,d) se puede apreciar la resistencia de cada una de ellas a la deformacin. Cuando ms istropa es la estructura primaria mayor es la resistencia porque mayor es la friccin interna causada por la trabazon de los cristales. En la fotografa 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 formacin de una faja milontica la viscosidad dismuye con el tiempo, sin necesidad de variar la magnitud del esfuerzo.

b: Por la estructura de este granitoide, apenas cataclstico, se infiere que se form al comienzo de la deformacin. La resistencia a la deformacin del dique sin-magmtico es mayor que el resto de la roca por ser perpendicular al vector de la deformacin. Tentativamente se lo ubica en el punto 1 del diagrama, en el tramo donde comienza la deformacin variable en el tiempo.

c: En esta muestra ya se observa un comienzo de estrutura foliada pero an no se han desarrollado planos de cizalla continuos, aunque comienzan a aparecer pequeas cintas de cuarzo (parte inferior de la fotografa). Esta muestra se ubica tentativamente en el diagrama de reptacin en la parte de deformacin variable en el tiempo (punto 2 del diagrama) pero en un grado ms avanzado que el de la muestra b.

d: En esta muestra los planos de cizalla ya son continuos, lo cual facilita la deformacin al disminuir la friccin interna. En este tramo la viscosidad es menor respecto al comienzo de la deformacin, por lo cual el material fluye con una tasa de deformacin constante ern el tiempo. Punto 3 del diagrama.