Intrusión en capas

Una intrusión estratificada es un gran cuerpo de roca ígnea en forma de umbral que presenta estratificación vertical o diferencias en composición y textura . Estas intrusiones pueden tener muchos kilómetros de área cubriendo desde alrededor de 100 km2 ⁽ 39 millas cuadradas) hasta más de 50.000 km2 ⁽ 19.000 millas cuadradas) y varios cientos de metros a más de un kilómetro (3.300 pies) de espesor. ^[1] Si bien la mayoría de las intrusiones estratificadas son de edad Arcaica a Proterozoica (por ejemplo, el complejo Bushveld Paleoproterozoico ), pueden ser de cualquier edad, como la intrusión Skaergaard Cenozoica del este de Groenlandia o la intrusión estratificada Rum en Escocia . ^{[1] [2]} Aunque la mayoría son de composición ultramáfica a máfica , el complejo intrusivo Ilimaussaq de Groenlandia es una intrusión alcalina. ^[3]

Las intrusiones estratificadas se encuentran normalmente en cratones antiguos y son poco frecuentes, pero su distribución es mundial. Los complejos intrusivos muestran evidencia de cristalización fraccionada y segregación de cristales por sedimentación o flotación de minerales de un material fundido.

Idealmente, la secuencia estratigráfica de un complejo intrusivo ultramáfico-máfico consiste en peridotitas y piroxenitas ultramáficas con capas de cromitita asociadas hacia la base con noritas , gabros y anortositas más máficas en las capas superiores. ^[4] Algunas incluyen diorita y granofira cerca de la parte superior de los cuerpos. Los cuerpos minerales de elementos del grupo níquel - cobre - platino (Ni-Cu-PGE), cromita , magnetita e ilmenita a menudo se asocian con conjuntos minerales de sulfuro de metales básicos dentro de estas raras intrusiones. ^{[5] [6] [7]} A menudo se pasa por alto que pueden ocurrir depósitos económicamente significativos de Ni-Cu-PGE en la roca del país espacialmente asociada con la intrusión estratificada. ^{[8] [9]}

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Las intrusiones estratificadas máficas-ultramáficas se producen en todos los niveles de la corteza, desde profundidades superiores a 50 km (160.000 pies) hasta profundidades de tan solo 1,5 a 5 km (5.000 a 16.000 pies). La profundidad a la que se forma una intrusión depende de varios factores:

• Densidad del material fundido. Los magmas con un alto contenido de magnesio y hierro son más densos y, por lo tanto, tienen menos posibilidades de alcanzar la superficie.
• Interfases dentro de la corteza. Normalmente, una zona de desprendimiento horizontal, una capa densa e impermeable o incluso una interfase litológica pueden proporcionar un plano horizontal de debilidad que el magma ascendente aprovechará, formando un umbral o lopolito .
• Temperatura y viscosidad. A medida que el magma asciende y se enfría, se vuelve más espeso y viscoso. Esto impide que el magma siga ascendiendo porque se necesita más energía para empujarlo hacia arriba. Pero un magma más espeso también es más eficiente a la hora de separar las rocas de la pared, creando un volumen que el magma puede llenar.

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Es difícil determinar con precisión qué causa que grandes intrusivos ultramáficos-máficos se ubiquen dentro de la corteza, pero hay dos hipótesis principales: el magmatismo de penacho y el afloramiento del rift .

La teoría del magmatismo en penacho se basa en observaciones de que la mayoría de las grandes provincias ígneas incluyen manifestaciones tanto hipabisales como superficiales de voluminoso magmatismo máfico dentro del mismo período temporal. Por ejemplo, en la mayoría de los cratones del Arcaico , los cinturones de rocas verdes se correlacionan con voluminosas inyecciones de diques, así como también con alguna forma de episodios intrusivos más grandes en la corteza. Esto es particularmente cierto en el caso de una serie de intrusiones estratificadas ultramáficas-máficas en el Cratón Yilgarn de ~2,8 Ga y el vulcanismo komatiítico asociado y el vulcanismo toleítico generalizado .

El magmatismo en forma de penacho es un mecanismo eficaz para explicar los grandes volúmenes de magmatismo necesarios para inflar una intrusión hasta alcanzar un espesor de varios kilómetros (hasta 13 km o más). Los penachos también tienden a crear deformaciones en la corteza, a debilitarla térmicamente para que sea más fácil introducir magma y crear espacio para albergar las intrusiones.

La evidencia geoquímica apoya la hipótesis de que algunas intrusiones son resultado del magmatismo de penachos. En particular, se considera que las intrusiones de Noril'sk-Talnakh fueron creadas por el magmatismo de penachos, y se ha sugerido que otras intrusiones de gran tamaño fueron creadas por penachos del manto . Sin embargo, la historia no es tan simple, porque la mayoría de las intrusiones estratificadas ultramáficas-máficas también se correlacionan con los márgenes de los cratones, tal vez porque se exhuman de manera más eficiente en los márgenes cratónicos debido al fallamiento y la orogenia posterior.

Algunos grandes complejos estratificados no están relacionados con las plumas del manto, por ejemplo, la intrusión de Skaergaard en Groenlandia. Aquí, los grandes volúmenes de magma que se crean por la expansión de las dorsales oceánicas permiten la acumulación de grandes volúmenes de rocas acumuladas . El problema de crear espacio para tales intrusiones se explica fácilmente por la tectónica extensional en funcionamiento; las fallas extensionales o lístricas que operan en profundidad pueden proporcionar un espacio triangular para intrusiones con forma de quilla o de barco, como el Gran Dique de Zimbabue o el Complejo Narndee-Windimurra de Australia Occidental.

También es posible que lo que hoy vemos como un margen cratónico se haya creado por la acción de un evento de penacho que inició un episodio de rifting continental; por lo tanto, la configuración tectónica de la mayoría de los grandes complejos estratificados debe evaluarse cuidadosamente en términos de geoquímica y la naturaleza de la secuencia anfitriona, y en algunos casos es posible una causa de mecanismo mixto.

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Las causas de la estratificación en grandes intrusiones ultramáficas incluyen la convección , la difusión térmica, la sedimentación de fenocristales, la asimilación de rocas de la pared y la cristalización fraccionada.

El mecanismo principal para la formación de capas acumuladas es, por supuesto, la acumulación de capas de cristales minerales en el suelo o el techo de la intrusión. En raras ocasiones, la plagioclasa se encuentra en capas acumuladas en la parte superior de las intrusiones, habiendo flotado hasta la parte superior de un magma mucho más denso . Aquí puede formar capas de anortosita.

La acumulación se produce a medida que se forman cristales por cristalización fraccionada y, si son lo suficientemente densos, se precipitan del magma. En cámaras de magma grandes y calientes con convección y sedimentación intensas, se pueden crear estructuras pseudosedimentarias como bandas de flujo , estratificación graduada , canales de erosión y estratos de foret. La intrusión de Skaergaard en Groenlandia es un excelente ejemplo de estas estructuras cuasi sedimentarias.

Si bien el proceso predominante de estratificación es la cristalización fraccionada, la estratificación también puede dar lugar a un cuerpo de magma a través de la asimilación de las rocas de la pared. Esto tenderá a aumentar el contenido de sílice del material fundido, lo que finalmente hará que un mineral alcance el estado líquido para esa composición de magma. La asimilación de las rocas de la pared requiere una energía térmica considerable, por lo que este proceso va de la mano con el enfriamiento natural del cuerpo de magma. A menudo, la asimilación solo se puede demostrar mediante geoquímica detallada .

A menudo, las capas acumuladas son poliminerales y forman gabro, norita y otros tipos de rocas. Sin embargo, la terminología de rocas acumuladas se utiliza generalmente para describir las capas individuales como, por ejemplo, acumulaciones de piroxeno-plagioclasa .

Son comunes las capas acumuladas monominerales. Pueden ser económicamente importantes; por ejemplo, se sabe que las capas de magnetita e ilmenita forman depósitos de titanio y vanadio , como en la intrusión de Windimurra , y depósitos de hierro en rocas duras (como en Savage River, Tasmania ). Las capas de cromita están asociadas con depósitos de elementos del grupo platino - paladio ( PGE ), siendo el más famoso de ellos el arrecife Merensky en el complejo ígneo Bushveld .

La sección central o las secciones superiores de muchas intrusiones ultramáficas de gran tamaño están formadas por gabros masivos y poco estratificados. Esto se debe a que, a medida que el magma se diferencia, alcanza una composición que favorece la cristalización de solo dos o tres minerales; es posible que en esta etapa el magma también se haya enfriado lo suficiente como para que la creciente viscosidad del magma detenga la convección efectiva, o que la convección se detenga o se rompa en pequeñas células ineficientes porque el depósito se vuelve demasiado delgado y plano.

La acumulación y estratificación de cristales puede expulsar el material fundido intersticial que migra a través de la pila acumulada, reaccionando con ella. ^{[10] [11] [12] [13]}

Las intrusiones estratificadas tienen potencial de ser económicamente significativas para la aparición de depósitos minerales de elementos del grupo níquel - cobre - platino (Ni-Cu-PGE), cromitita e ilmenita (óxido de Fe-Ti) . ^[7]

Los minerales económicos de Ni-Cu-PGE se encuentran en rocas máficas-ultramíficas dentro de sulfuros magmáticos hospedados en rocas ígneas emplazados cerca o en el fondo de las intrusiones, con respecto a la orientación original del complejo intrusivo. ^{[8] [6]} El conjunto estándar de sulfuros magmáticos está compuesto de pirrotita , pentlandita y calcopirita , con cantidades menores o trazas de pirita , cubanita y magnetita. Los respectivos minerales que componen los minerales de cobre y níquel son calcopirita y pentlandita. ^{[8] [6] [5]} Los elementos del grupo del platino están asociados con el conjunto típico de sulfuros magmáticos, ^{[5] [14]} estos minerales del grupo del platino (PGM) se encuentran como sulfuros, arseniuros, aleaciones y metales nativos. ^{[6] [5]}

En intrusiones estratificadas ricas en cromo, el mineral cromitita que contiene cromo puede formar capas acumuladas monominerálicas discretas. ^[15] En porciones locales de la suite intrusiva o en sistemas que carecen de cromo, puede presentarse como clastos de cromitita asociados con sulfuros magmáticos de metales básicos. ^[5] De manera similar a las ocurrencias de cromo, los sistemas ricos en hierro y titanio pueden formar capas acumuladas discretas compuestas principalmente de magnetita e ilmenita. ^{[7] [16]} El complejo ígneo Bushveld , Sudáfrica, es un ejemplo de un sistema que muestra ambas estructuras. ^[17]

Los minerales de Ni-Cu-PGE en la roca del país pueden estar asociados espacialmente con complejos estratificados, ^{[8] [9]} el níquel, el cobre y los PGM se encuentran en vetas de sulfuro en la pared del pie del complejo estratificado. ^{[8] [18] [19]} Aún se debate si existe o no una relación directa entre los sulfuros magmáticos alojados en rocas ígneas y rocas del país. ^[8]

• Complejo ígneo Bushveld , Sudáfrica
• Intrusión de Dufek, Antártida ^{[ cita requerida ]}
• Complejo Duluth , noreste de Minnesota , Estados Unidos
• Intrusiones del complejo Giles, Australia central ^{[ cita requerida ]}
• Gran dique , Zimbabue
• Complejo intrusivo estratificado Kanichee , Ontario , Canadá
• Intrusión de Kiglapait, Labrador , Canadá ^{[ cita requerida ]}
• Complejo ígneo de Lac des Îles , Ontario, Canadá
• Intrusión de bueyes almizcleros , Territorios del Noroeste , Canadá
• Intrusión de ron en Escocia
• Intrusión de Skaergaard en el este de Groenlandia
• Complejo ígneo Stillwater , suroeste de Montana , Estados Unidos
• Complejo de Trompsburg, Sudáfrica
• Intrusión de Windimurra , Australia Occidental
• Complejo en capas de Chimalpahad, Khammam, Telangana, India ^{[ cita necesaria ]}

• Lista de tipos de rocas
• Diferenciación ígnea

• Panorama de las intrusiones estratificadas finlandesas
• Panorama de la intrusión en la tundra de Monche, Rusia