Una ofiolita es una sección de la corteza oceánica de la Tierra y el manto superior subyacente que se ha elevado y expuesto sobre el nivel del mar y, a menudo, se ha emplazado sobre rocas de la corteza continental .
La palabra griega ὄφις, ophis ( serpiente ) se encuentra en el nombre de los ofiolitos, debido a la textura superficial de algunos de ellos. La serpentinita evoca especialmente una piel de serpiente. El sufijo lite del griego lithos significa "piedra". Algunas ofiolitas tienen un color verde. El origen de estas rocas, presentes en muchos macizos montañosos, permaneció incierto hasta el advenimiento de la teoría de la tectónica de placas .
Su gran importancia se relaciona con su ocurrencia dentro de cinturones montañosos como los Alpes y el Himalaya , donde documentan la existencia de antiguas cuencas oceánicas que ahora han sido consumidas por subducción . Esta idea fue uno de los pilares fundamentales de la tectónica de placas , y las ofiolitas siempre han desempeñado un papel central en la teoría de la tectónica de placas y en la interpretación de los antiguos cinturones montañosos.
Pseudoestratigrafía y definición
La secuencia estratigráfica observada en las ofiolitas corresponde a los procesos de formación de la litosfera en las dorsales oceánicas :
- Sedimentos: lodos ( pizarra negra ) y sílex depositados desde que se formó la corteza.
- Secuencia extrusiva: lavas almohadilladas basálticas muestran contacto magma / agua de mar.
- Complejo de diques revestidos : diques verticales y paralelos que alimentaban las lavas de arriba.
- Intrusivos de alto nivel: gabro isotrópico , indicativo de cámara de magma fraccionada.
- Gabro en capas, resultante de la sedimentación de minerales de una cámara de magma.
- Peridotita acumulada: capas de minerales ricas en dunita que se asentaron en una cámara de magma.
- Peridotita tectonizada: harzburgita / lherzolita - roca de manto rica .
La conferencia de campo de Penrose sobre ofiolitas en 1972 redefinió el término ofiolita para incluir solo las rocas ígneas enumeradas anteriormente, excluyendo los sedimentos formados independientemente de la corteza en la que se asientan. [1] Esta definición ha sido cuestionada recientemente porque los nuevos estudios de la corteza oceánica realizados por el Programa Integrado de Perforación Oceánica y otros cruceros de investigación han demostrado que la corteza oceánica in situ puede ser bastante variable, y que en algunos lugares las rocas volcánicas se asientan directamente sobre la tectonita de peridotita , con sin gabbros intervinientes .
Investigar
Los científicos han perforado solo alrededor de 1,5 km en la corteza oceánica de 6 a 7 kilómetros de espesor, por lo que su comprensión de la corteza oceánica proviene en gran medida de comparar la estructura de la ofiolita con los sondeos sísmicos de la corteza oceánica in situ . La corteza oceánica tiene una estructura de velocidad en capas que implica una serie de rocas en capas similar a la listada anteriormente. En detalle, existen problemas, ya que muchas ofiolitas exhiben acumulaciones de roca ígnea más delgadas que las que se infieren para la corteza oceánica. Otro problema relacionado con la corteza oceánica y las ofiolitas es que la gruesa capa de gabro de las ofiolitas requiere grandes cámaras de magma debajo de las dorsales oceánicas. El sondeo sísmico de las dorsales oceánicas ha revelado solo unas pocas cámaras de magma debajo de las dorsales, y estas son bastante delgadas. Algunas perforaciones profundas en la corteza oceánica han interceptado el gabro, pero no tiene capas como el gabro ofiolítico. [ cita requerida ]
La circulación de fluidos hidrotermales a través de la corteza oceánica joven causa serpentinización , alteración de las peridotitas y alteración de minerales en los gabros y basaltos a ensamblajes de temperaturas más bajas. Por ejemplo, la plagioclasa, los piroxenos y el olivino en los diques revestidos y las lavas cambiarán a albita, clorita y serpentina, respectivamente. A menudo, ore organismos tales como el hierro rico en sulfuro de depósitos se encuentran por encima altamente alteradas epidosites ( epidota - cuarzo rocas) que son evidencia de (la ahora relicto) chimeneas negras , las cuales continúan operando dentro de la expansión del fondo marino del océano centros de las crestas en la actualidad. [ cita requerida ]
Por lo tanto, hay razones para creer que las ofiolitas son de hecho manto y corteza oceánicos; sin embargo, surgen ciertos problemas al mirar más de cerca. Las diferencias de composición con respecto al contenido de sílice (SiO 2 ) y titania (TiO 2 ), por ejemplo, colocan a los basaltos ofiolíticos en el dominio de las zonas de subducción (~ 55% de sílice, <1% de TiO 2 ), mientras que los basaltos de las dorsales oceánicas típicamente tienen ~ 50% de sílice y 1,5-2,5% de TiO 2 . Estas diferencias químicas también se extienden a una variedad de oligoelementos (es decir, elementos químicos que se encuentran en cantidades de 1000 ppm o menos). En particular, los oligoelementos asociados con las zonas volcánicas de la zona de subducción (arco insular) tienden a ser altos en ofiolitos, mientras que los oligoelementos que son altos en basaltos de la cordillera oceánica pero bajos en las zonas volcánicas de subducción también son bajos en ofiolitos. [2]
El orden de cristalización de feldespato y piroxeno (clino y ortopiroxeno) en los gabros se invierte, y las ofiolitas también parecen tener una complejidad magmática multifase a la par con las zonas de subducción. De hecho, existe evidencia creciente de que la mayoría de ofiolitos se generan cuando subducción comienza y por lo tanto representan fragmentos de proa arco litosfera. Esto llevó a la introducción del término ofiolita "zona de supra-subducción" (SSZ) en la década de 1980 para reconocer que algunas ofiolitas están más estrechamente relacionadas con los arcos de islas que con las dorsales oceánicas. En consecuencia, se descubrió que algunas de las apariciones clásicas de ofiolitas que se cree están relacionadas con la expansión del lecho marino (Troodos en Chipre, Semail en Omán) eran ofiolitas "SSZ", formadas por la rápida extensión de la corteza de arco durante el inicio de la subducción. [3]
Una configuración de arco de proa para la mayoría de las ofiolitas también resuelve el problema, de otro modo desconcertante, de cómo se puede colocar la litosfera oceánica sobre la corteza continental. Parece que los sedimentos de acreción continental, si son transportados por la placa descendente a una zona de subducción, la atascarán y provocarán el cese de la subducción, lo que provocará el rebote del prisma de acreción con la litosfera de arco anterior (ofiolita) encima. Las ofiolitas con composiciones comparables con los entornos eruptivos de tipo hotspot o el basalto normal de la dorsal oceánica son raras, y esos ejemplos generalmente están fuertemente desmembrados en los complejos de acreción de la zona de subducción. [ cita requerida ]
Grupos y ensamblajes
Las ofiolitas son comunes en los cinturones orogénicos de la era mesozoica , como los formados por el cierre del océano Tetis . Las ofiolitas en los dominios arcaicos y paleoproterozoicos son raras. [4]
La mayoría de las ofiolitas se pueden dividir en dos grupos: Tethyan y Cordilleran. Las ofiolitas de Tethyan son características de las que se encuentran en el área del mar Mediterráneo oriental, por ejemplo, Troodos en Chipre y en el Medio Oriente como Semail en Omán, que consisten en series de rocas relativamente completas correspondientes al conjunto de ofiolitas clásico y que se han emplazado en un margen continental pasivo más o menos intacto (Tetis es el nombre que se le da al antiguo mar que una vez separó Europa y África). Las ofiolitas cordilleranas son características de las que se encuentran en los cinturones montañosos del oeste de América del Norte (la "Cordillera" o columna vertebral del continente). Estas ofiolitas se asientan en complejos de acreción de la zona de subducción (complejos de subducción) y no tienen asociación con un margen continental pasivo. Incluyen la ofiolita Coast Range de California, la ofiolita Josephine de las montañas Klamath (California, Oregon) y las ofiolitas en los Andes del sur de América del Sur. A pesar de sus diferencias en el modo de emplazamiento, ambos tipos de ofiolita son exclusivamente de origen SSZ. [5]
Según el modo de aparición, las ofiolitas neoproterozoicas parecen mostrar características de ofiolitas de tipo MORB y SSZ y se clasifican de la más antigua a la más joven en: (1) ofiolitas intactas MORB (MIO), (2) ofiolitas desmembradas (DO), y (3) ofiolitas asociadas al arco (AAO) (El Bahariya, 2018). En conjunto, las ofiolitas investigadas del Desierto Central Oriental (CED) se dividen en dos grupos, ofiolitas MORB o BABB y SSZ. No están relacionados espacial y temporalmente y, por lo tanto, parece probable que los dos tipos no estén relacionados petrogenéticamente. Las ofiolitas ocurren en diferentes entornos geológicos y representan el cambio del entorno tectónico de las ofiolitas de MORB a SSZ con el tiempo.
Formación y emplazamiento
Se han identificado ofiolitas en la mayoría de los cinturones orogénicos del mundo . [6] Sin embargo, se están debatiendo dos componentes de la formación de ofiolitas: el origen de la secuencia y el mecanismo para el emplazamiento de las ofiolitas. El emplazamiento es el proceso de elevación de la secuencia sobre la corteza continental de menor densidad. [7]
Origen como corteza oceánica
Varios estudios apoyan la conclusión de que las ofiolitas se formaron como litosfera oceánica . Los estudios de la estructura de la velocidad sísmica han proporcionado la mayor parte del conocimiento actual sobre la composición de la corteza oceánica. Por este motivo, los investigadores llevaron a cabo un estudio sísmico en un complejo de ofiolitas ( Bay of Islands, Terranova ) con el fin de establecer una comparación. El estudio concluyó que las estructuras de velocidad oceánica y ofiolítica eran idénticas, apuntando al origen de los complejos ofiolíticos como corteza oceánica. [8] Las observaciones que siguen apoyan esta conclusión. Las rocas que se originan en el fondo marino muestran una composición química comparable a las capas de ofiolita inalteradas, desde elementos de composición primaria como silicio y titanio hasta oligoelementos. El lecho marino y las rocas ofiolíticas comparten una baja presencia de rocas ricas en sílice; los presentes tienen un alto contenido de sodio y bajo contenido de potasio. [9] Los gradientes de temperatura de la metamorfosis de diques y lavas almohadilladas ofiolíticas son similares a los que se encuentran hoy bajo las dorsales oceánicas. [9] La evidencia de los depósitos de minerales metálicos presentes en y cerca de las ofiolitas y de los isótopos de oxígeno e hidrógeno sugiere que el paso del agua de mar a través del basalto caliente en las proximidades de las crestas se disolvió y transportó elementos que precipitaron como sulfuros cuando el agua de mar calentada entró en contacto. con agua de mar fría. El mismo fenómeno ocurre cerca de las dorsales oceánicas en una formación conocida como respiraderos hidrotermales . [9] La última línea de evidencia que apoya el origen de las ofiolitas como fondo marino es la región de formación de los sedimentos sobre las lavas almohadilladas: se depositaron en agua a más de 2 km de profundidad, lejos de los sedimentos de origen terrestre. [9] A pesar de las observaciones anteriores, existen inconsistencias en la teoría de las ofiolitas como corteza oceánica, lo que sugiere que la corteza oceánica recién generada sigue el ciclo completo de Wilson antes del emplazamiento como ofiolita. Esto requiere que las ofiolitas sean mucho más antiguas que las orogenias sobre las que descansan y, por tanto, viejas y frías. Sin embargo, la datación radiométrica y estratigráfica ha encontrado que las ofiolitas han sido ubicadas cuando eran jóvenes y calientes: [9] la mayoría tienen menos de 50 millones de años. [10] Por lo tanto, las ofiolitas no pueden haber seguido el ciclo completo de Wilson y se consideran una corteza oceánica atípica.
Emplazamiento de ofiolita
Todavía no hay consenso sobre la mecánica del emplazamiento, el proceso mediante el cual la corteza oceánica se eleva hacia los márgenes continentales a pesar de la densidad relativamente baja de esta última. No obstante, todos los procedimientos de emplazamiento comparten los mismos pasos: inicio de la subducción , empuje de la ofiolita sobre un margen continental o una placa superior en una zona de subducción y contacto con el aire. [11]
Hipótesis
Emplazamiento por margen continental irregular
Una hipótesis basada en una investigación realizada en el complejo Bay of Islands en Terranova sugiere que un margen continental irregular que choca con un complejo de arco insular provoca la generación de ofiolitas en una cuenca de arco posterior y la obducción debido a la compresión. [12] El margen continental, promontorios y reentrantes a lo largo de su longitud, está adherido a la corteza oceánica subductora, que se aleja de ella debajo del complejo de arco insular. A medida que tiene lugar la subducción, el continente flotante y el complejo del arco insular convergen, chocando inicialmente con los promontorios. Sin embargo, la corteza oceánica todavía se encuentra en la superficie entre los promontorios, y aún no ha sido subducida debajo del arco de la isla. Se cree que la corteza oceánica en subducción se separa del margen continental para ayudar a la subducción. En el caso de que la velocidad de retroceso de la trinchera sea mayor que la de la progresión del complejo del arco de la isla, se producirá el retroceso de la zanja y, como consecuencia, se producirá la extensión de la placa superior para permitir que el complejo del arco de la isla coincida con la velocidad de retirada de la trinchera. La extensión, una cuenca de arco posterior, genera una corteza oceánica: ofiolitas. Finalmente, cuando la litosfera oceánica está completamente subducida, el régimen extensional del complejo de arco insular se vuelve compresivo. La corteza oceánica caliente y positivamente flotante de la extensión no se subducirá, sino que se obducirá en el arco de la isla como una ofiolita. A medida que persiste la compresión, la ofiolita se coloca en el margen continental. [12]
Ofiolitas como antearco atrapado
La generación y subducción de la ofiolita también puede explicarse, como sugiere la evidencia de la ofiolita Coast Range de California y Baja California, por un cambio en la ubicación y polaridad de la subducción. [13] La corteza oceánica unida a un margen continental se subduce debajo de un arco insular. La corteza oceánica preofiolítica es generada por una cuenca de arco posterior. La colisión del continente y el arco insular inicia una nueva zona de subducción en la cuenca del arco posterior, sumergiéndose en la dirección opuesta a la primera. La ofiolita creada se convierte en la punta del antearco de la nueva subducción y se eleva (sobre la cuña de acreción) por desprendimiento y compresión. [13] La verificación de las dos hipótesis anteriores requiere más investigación, al igual que las otras hipótesis disponibles en la literatura actual sobre el tema.
Origen y evolución del concepto
El término ofiolita se originó en las publicaciones de Alexandre Brongniart en 1813 y 1821. En la primera, usó ofiolita para las rocas de serpentinita encontradas en brechas de gran escala llamadas mélanges . [14] [15] En la segunda publicación, amplió la definición para abarcar una variedad de rocas ígneas , así como rocas gabro , diabasas , ultramáficas y volcánicas . [15] Las ofiolitas se convirtieron así en el nombre de una conocida asociación de rocas que se encuentran en los Alpes y Apeninos de Italia. [15] Después de trabajar en estos dos sistemas montañosos, Gustav Steinmann definió lo que más tarde se conocería como la "Trinidad Steinmann": la mezcla de serpentina , diabase - spilita y sílex . [15] El reconocimiento de Steinmann Trinity sirvió años más tarde para construir la teoría sobre la expansión del lecho marino y la tectónica de placas . [16] Una observación clave de Steinmann fue que las ofiolitas estaban asociadas a rocas sedimentarias que reflejan los antiguos ambientes de aguas profundas. [15] El mismo Steinmann interpretó las ofiolitas (la Trinidad) utilizando el concepto de geosinclinal . [17] Sostuvo que las ofiolitas alpinas eran "efusiones submarinas que se emitían a lo largo de fallas de empuje hacia el flanco activo de un geosinclinal que se acortaba asimétricamente". [18] La aparente falta de ofiolitas en los Andes peruanos , teorizó Steinmann, se debió a que los Andes estaban precedidos por un geosinclinal poco profundo o representaban solo el margen de un geosinclinal. [17] Por lo tanto, las montañas de tipo cordillerano y de tipo alpino iban a ser diferentes en este sentido. [17] En los modelos de Hans Stille , un tipo de geosinclinas llamadas eugeosinclinas se caracterizaban por producir un "magmatismo inicial" que en algunos casos correspondía a magmatismo ofiolítico. [17]
A medida que la teoría de la tectónica de placas prevaleció en la geología [1] y la teoría de la geosinclina quedó obsoleta [19], las ofiolitas se interpretaron en el nuevo marco. [1] Fueron reconocidos como fragmentos de la litosfera oceánica , y los diques fueron vistos como resultado de la tectónica extensional en las dorsales oceánicas . [1] [20] Las rocas plutónicas que se encuentran en las ofiolitas se entendieron como restos de antiguas cámaras de magma. [1]
En 1973, Akiho Miyashiro revolucionó las concepciones comunes de las ofiolitas y propuso un origen de arco insular para la famosa Ofiolita de Troodos en Chipre , argumentando que numerosas lavas y diques en la ofiolita tenían químicas calco-alcalinas . [21]
Ofiolitas notables
Ejemplos de ofiolitas que han influido en el estudio de estos cuerpos de rocas son:
- Coast Range Ophiolite en los rangos costeros de California , desde Santa Bárbara hasta los condados de San Francisco, California .
- Semail Ophiolite en Omán y los Emiratos Árabes Unidos , ampliamente considerada como una de las secuencias de ofiolitas mejor expuestas
- Ofiolita de Troodos en las montañas de Troodos de Chipre , de interés económico ya que contiene los depósitos de cobre de Chipre (de donde se nombra el cobre)
- La isla Macquarie , Tasmania , Australia fue nombrada Patrimonio de la Humanidad por la UNESCO en 1997, como "el único ejemplo conocido de un complejo ofiolítico ... en proceso de formación y actualmente en su entorno geológico original". [22] [ dudoso ]
- Bay of Islands Ophiolite en el Parque Nacional Gros Morne , Newfoundland, nombrada Patrimonio de la Humanidad por la UNESCO en 1987 debido a su secuencia estratigráfica ofiolítica completa magníficamente expuesta
- Yakuno, Horokanai y Poroshiri, tres secuencias de ofiolitas completas en Japón
- Dun Mountain Ophiolite Belt , Isla del Sur, Nueva Zelanda . La dunita tipo roca lleva el nombre de esta localidad. [23]
- Complejo de ofiolita Zambales [24] que incluye los bloques Coto y Acoje, Luzón, Filipinas. La ofiolita Zambales de ~ 45 Myr [25] forma parte del sótano del complejo de arcos de la isla de Luzón. [26]
- Colinas de Naga y cinturón de ofiolitas de Andaman, noreste de la India [27]
- Ofiolitas neoproterozoicas del Desierto Central Oriental, Egipto (El Bahariya, 2018).
Notas
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- Galería de rocas ofiolíticas publicada en Flickr por la Universidad Estatal de Ohio