El cinturón de komatiita de Winnipegosis es un cinturón de piedra verde de 150 km (93 millas) de largo y 30 km (19 millas) de ancho ubicado en el área del lago Winnipegosis en el centro de Manitoba , Canadá . No tiene exposición superficial y fue identificado en base a firmas geofísicas y perforaciones durante la exploración minera por Cominco durante la década de 1990. [3] El cinturón tiene una edad de 1870 ± 7 millones de años y está compuesto predominantemente por rocas volcánicas basálticas y komatitíticas con rocas intrusivas y sedimentarias menores . [3][4] [5] El cinturón se considera parte del Cinturón Circum-Superior más grandey probablemente fue generado por una pluma del manto . [5] [6] [7] El cinturón de komatiita de Winnipegosis es notable como uno de los pocos ejemplos de komatiita formados durante el Proterozoico .
![](http://wikiimg.tojsiabtv.com/wikipedia/commons/thumb/b/b9/Map_of_the_Circum-Superior_Belt_highlighting_location_of_the_Winnipegosis_Komatiite_Belt.png/410px-Map_of_the_Circum-Superior_Belt_highlighting_location_of_the_Winnipegosis_Komatiite_Belt.png)
Entorno geológico
El cinturón de Winnipegosis Komatiite se encuentra en la zona límite superior , en Manitoba, Canadá, adyacente al cinturón de níquel de Thompson . La Zona Límite Superior se encuentra a lo largo del margen noroeste del Cratón Superior Arqueano y forma el promontorio oriental del Orogen Trans-Hudson de ~ 1.800 millones de años . El Trans-Hudson Orogen fue una colisión continental que se formó tras el cierre del antiguo Océano Manikewan. [8] Resultó en la yuxtaposición del Superior Craton con los Cratones Rae y Hearne fusionados , y una serie de fragmentos continentales, incluido el Sask Craton . Se cree que el cierre del océano Manikewan comenzó hace 1915 millones de años, aunque la primera evidencia de este cierre oceánico a lo largo del margen superior occidental es el inicio del magmatismo en el arco del lago Snow de 1890 millones de años, interpretado como un zona de subducción que se formó fuera de borda (hacia el océano) desde la Zona Límite Superior. [9] El magmatismo de máfico a ultramáfico en el Cinturón de Komatiita de Winnipegosis es contemporáneo con el magmatismo en curso en el Arco de Snow Lake , lo que implica que el Cinturón de Komatiita de Winnipegosis se formó a lo largo de un límite de placa convergente . El Cinturón de Winnipegosis Komatiite forma parte del Cinturón Circum-Superior de ~ 3000 km, considerado una gran provincia ígnea derivada de la pluma del manto. [5] [7]
El propio cinturón de Winnipegosis Komatiite consiste predominantemente en basalto toleítico y komatiita, intercalados con cantidades menores de sedimentos de carbonato y lutita , e invadidos por acumulaciones máficas y ultramáficas . [1] [3] [5] Estos se superponen a un delgado intervalo de conglomerado y arenisca , que se encuentra de manera discordante en tonalitas de Cratón Superior fechadas en 2792 millones de años. Todo el cinturón experimentó un metamorfismo de facies de sub-esquisto verde a esquisto verde , durante la Orogenia Trans-Hudson. [5]
Winnipegosis Komatiites
Estilos de flujo y petrografía
![](http://wikiimg.tojsiabtv.com/wikipedia/commons/thumb/5/5a/Dendritic_clinopyroxene_textures_in_Winnipegosis_Komatiites.png/310px-Dendritic_clinopyroxene_textures_in_Winnipegosis_Komatiites.png)
Los Winnipegosis Komatiites se encuentran como una serie de flujos de lava apilados en pozos perforados en el Winnipegosis Komatiite Belt. Se encuentran dos tipos principales de flujo: flujos masivos y diferenciados. [1] [2] [5] Los flujos masivos tienen composiciones, conjuntos minerales y texturas en gran parte consistentes en todas partes. La olivina y la cromita son los únicos minerales fenocristales y se distribuyen uniformemente dentro de cada flujo. Groundmass fases incluyen dendríticas clinopiroxeno, serpentinised olivino dendrítica, y desvitrificado vidrio. Los clinopiroxenos dendríticos tienen texturas espectaculares, incluidas las variedades 'plumosas' y 'cola de golondrina'. Los flujos diferenciados se separan en una capa acumulada en la base y una capa de spinifex en la parte superior de cada flujo. Las capas acumuladas se forman al hundirse hacia abajo de los cristales de olivino y cromita a través de la lava, y tienen una capa gruesa de olivino acumulado ecuánime superpuesta por una capa delgada de cristales de olivino grandes y esqueléticos en forma de "tolva". Las capas de spinifex se forman por crecimiento de cristales esqueléticos desde la parte superior del flujo y contienen una variedad de texturas y ensamblajes minerales, que incluyen capas de espinifex de olivino al azar y clinopiroxeno acicular. [2]
Ver también
- Vulcanismo de Canadá
- Vulcanismo del oeste de Canadá
Referencias
- ^ a b c Waterton Pearson, Mertzman, Mertzman, Kjarsgaard. "Un enlace de cristalización fraccionada entre komatiitas, basaltos y dunitas del cinturón de komatiita de Winnipegosis Paleoproterozoico, Manitoba, Canadá" . Revista de Petrología .CS1 maint: varios nombres: lista de autores ( enlace )
- ^ a b c Waterton, Pedro (2018). El 1.9 Ga Winnipegosis Komatiite: Implicaciones para la Acreción de la Tierra, Dinámica del Manto y Formación de Komatiite . https://doi.org/10.7939/R3N29PN52 : Universidad de Alberta.Mantenimiento de CS1: ubicación ( enlace )
- ^ a b c McGregor, CR 2011. Archivo abierto OF2011-1: compilación GIS del núcleo de exploración subfanerozoico precámbrico registrado de Thompson Nickel Belt, este de Flin Flon Belt y Winnipegosis Komatiite Belt (partes de NTS 63B, C, F, G , J, K). Servicio geológico de Manitoba.
- ^ Hulbert, L., Stern, R., Kyser, TK, Pearson, J., Lesher, M. y Grinenko, L. 1994. El cinturón de Winnipegosis Komatiite, Manitoba central. Página 21 de: Convención de Minería y Minerales de Manitoba 1994, Programa y resúmenes. Energía y Minas de Manitoba.
- ^ a b c d e f Waterton, P., Pearson, DG, Kjarsgaard, B., Hulbert, L., Locock, A., Parman, SW y Davis, B. 2017. Edad, origen y evolución térmica de las ultra frescas ~ 1.9 Ga Winnipegosis Komatiites, Manitoba, Canadá. Lithos, 268-271, 114-130. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.10.033
- ^ Baragar, WRA y Scoates, RFJ 1981. El cinturón Circum-Superior: ¿Un margen de placa proterozoica? Cap. 12, páginas 297 {330 de: Kroner, A. (ed), Developments in Precambrian Geology, vol. 4. Elsevier. https://doi.org/10.1016/S0166-2635(08)70017-3
- ^ a b Ciborowski, TJR, Minifie, MJ, Kerr, AC, Ernst, RE, Baragar, B. y Millar, IL 2017. Un origen de la pluma del manto para la provincia ígnea grande del Circum Superior Paleoproterozoico. Investigación precámbrica, 294, 189-213. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2017.03.001
- ^ Stauffer (1984). "Manikewan: un océano proterozoico temprano en el centro de Canadá, su historia ígnea y cierre orogénico" . Investigación Precámbrica . 25 : 257-281.
- ^ Corrigan, Pehrsson, Wodicka, de Kemp (2009). El orógeno trans-Hudson paleoproterozoico: un prototipo de los procesos de acreción modernos . Publicaciones de la Sociedad Geológica. págs. 457–479.CS1 maint: varios nombres: lista de autores ( enlace )