Komatita

La komatita es un tipo de roca volcánica derivada del manto ultramáfica que se define por haber cristalizado a partir de una lava de al menos 18% en peso de MgO. Las komatiitas tienen un bajo contenido de silicio, potasio y aluminio, y un contenido de magnesio alto a extremadamente alto. La komatiita recibió su nombre por su localidad tipo a lo largo del río Komati en Sudáfrica, y con frecuencia muestra una textura de spinifex compuesta por grandes placas dendríticas de olivino y piroxeno.

Las komatiitas son rocas raras; casi todas las komatiitas se formaron durante el Eón Arcaico (hace entre 4000 y 2500 millones de años), y se conocen pocos ejemplos más jóvenes (Proterozoico o Fanerozoico). Se cree que esta restricción de edad se debe al enfriamiento del manto, que puede haber sido de 100 a 250 ° C (212 a 482 ° F) más caliente durante el Arcaico. La Tierra primitiva tenía una producción de calor mucho mayor, debido al calor residual de la acumulación planetaria, así como a la mayor abundancia de isótopos radiactivos, en particular los de vida más corta como el uranio 235, que produce más calor de desintegración. Los derretimientos del manto a temperaturas más bajas, como el basalto y la picrita, han reemplazado esencialmente a las komatiitas como lava eruptiva en la superficie de la Tierra.

Geográficamente, las komatiitas tienen una distribución predominantemente restringida a las áreas del escudo arcaico y se encuentran con otras rocas volcánicas máficas ultramáficas y con alto contenido de magnesio en los cinturones de piedra verde arcaica. Las komatiitas más jóvenes son de la isla de Gorgona en la meseta oceánica del Caribe frente a la costa del Pacífico de Colombia, y un raro ejemplo de komatiita proterozoica se encuentra en el cinturón de komatiita de Winnipegosis en Manitoba, Canadá.

Petrología

Los magmas de composiciones komatiíticas tienen un punto de fusión muy alto, con temperaturas de erupción calculadas de hasta 1600 °C y posiblemente más de 1600 °C. Las lavas basálticas normalmente tienen temperaturas de erupción de alrededor de 1100 a 1250 °C. Las temperaturas de fusión más altas requeridas para producir komatiita se han atribuido a los supuestos gradientes geotérmicos más altos en la Tierra Arcaica.

La lava komatiítica era extremadamente fluida cuando estalló (poseía una viscosidad cercana a la del agua pero con la densidad de la roca). En comparación con la lava basáltica de los basaltos del penacho hawaiano a ~1200 °C, que fluye como lo hace la melaza o la miel, la lava komatiítica habría fluido rápidamente por la superficie, dejando flujos de lava extremadamente delgados (hasta 10 mm de espesor). Las principales secuencias komatiíticas conservadas en rocas arcaicas se consideran, por tanto, tubos de lava, estanques de lava, etc., donde se acumuló la lava komatiítica.

La química de la komatiita es diferente de la del basáltico y otros magmas comunes producidos por el manto, debido a las diferencias en los grados de fusión parcial. Se considera que las komatiitas se formaron por un alto grado de fusión parcial, generalmente superior al 50%, y por lo tanto tienen un alto contenido de MgO con un bajo nivel de K ₂ O y otros elementos incompatibles.

Hay dos clases geoquímicas de komatiita; komatiita no empobrecida en aluminio (AUDK) (también conocida como komatita del Grupo I) y komatiita empobrecida en aluminio (ADK) (también conocida como komatiita del Grupo II), definida por su Al ₂ O ₃ /TiO ₂proporciones A menudo se supone que estas dos clases de komatiita representan una diferencia de fuente petrológica real entre los dos tipos relacionada con la generación de profundidad de fusión. Las komatiitas empobrecidas en Al se han modelado mediante experimentos de fusión como producidas por altos grados de fusión parcial a alta presión donde el granate en la fuente no se funde, mientras que las komatiitas sin Al empobrecidas se producen por altos grados de fusión parcial a menor profundidad. Sin embargo, estudios recientes de inclusiones fluidas en espinelas de cromo de las zonas acumuladas de flujos de komatita han demostrado que un solo flujo de komatita puede derivarse de la mezcla de magmas parentales con un rango de proporciones de Al ₂ O ₃ /TiO ₂, poniendo en duda esta interpretación de las formaciones de los diferentes grupos de komatiitas.Las komatiitas probablemente se forman en penachos del manto extremadamente calientes.

El magmatismo de boninita es similar al magmatismo de komatiita, pero se produce por fusión de flujo de fluido por encima de una zona de subducción. Las boninitas con 10–18% de MgO tienden a tener elementos litófilos de iones grandes más altos (LILE: Ba, Rb, Sr) que las komatiitas.

Mineralogía

La mineralogía volcánica prístina de las komatiitas se compone de olivino forsterítico (Fo90 y superior), piroxeno cálcico y, a menudo, cromiano, anortita (An85 y superior) y cromita.

Una población considerable de ejemplos de komatiita muestra una textura y morfología acumuladas. La mineralogía acumulada habitual es forsterita olivina rica en magnesio, aunque también son posibles acumulaciones de piroxeno cromiano (aunque más raras).

Las rocas volcánicas ricas en magnesio pueden producirse por la acumulación de fenocristales de olivino en fundiciones de basalto de química normal: un ejemplo es la picrita. Parte de la evidencia de que las komatiitas no son ricas en magnesio simplemente debido al olivino acumulado es textural: algunas contienen textura spinifex, una textura atribuible a la rápida cristalización del olivino en un gradiente térmico en la parte superior de un flujo de lava. La textura "Spinifex" recibe su nombre del nombre común de la hierba australiana Triodia, que crece en matas con formas similares.

Otra línea de evidencia es que el contenido de MgO de las olivinas formadas en las komatiitas se acerca a la composición de forsterita de MgO casi pura, que solo se puede lograr a granel mediante la cristalización de olivina a partir de una masa fundida altamente magnesiana.

La brecha superior del flujo rara vez conservada y las zonas de margen de almohada en algunos flujos de komatiita son esencialmente vidrio volcánico, apagado en contacto con el agua o el aire que los recubre. Debido a que se enfrían rápidamente, representan la composición líquida de las komatiitas y, por lo tanto, registran un contenido de MgO anhidro de hasta el 32% de MgO. Algunas de las komatiitas magnesianas más altas con una clara conservación de la textura son las del cinturón de Barberton en Sudáfrica, donde se pueden inferir líquidos con hasta un 34 % de MgO usando composiciones de roca a granel y olivino.

La mineralogía de una komatiita varía sistemáticamente a través de la sección estratigráfica típica de un flujo de komatita y refleja los procesos magmáticos a los que son susceptibles las komatiitas durante su erupción y enfriamiento. La variación mineralógica típica es de una base de flujo compuesta por cumulado de olivino, a una zona texturizada de spinifex compuesta de olivino laminado e idealmente una zona de spinifex de piroxeno y una zona de enfriamiento rica en olivino en la corteza eruptiva superior de la unidad de flujo.

Las especies de minerales primarios (magmáticos) que también se encuentran en las komatiitas incluyen olivino, los piroxenos augita, pigeonita y broncita, plagioclasa, cromita, ilmenita y, rara vez, anfíboles pargasíticos. Los minerales secundarios (metamórficos) incluyen serpentina, clorita, anfíbol, plagioclasa sódica, cuarzo, óxidos de hierro y rara vez flogopita, baddeleyita y granate piropo o hidrogrossular.

Metamorfismo

Todas las komatiitas conocidas se han metamorfoseado, por lo tanto, técnicamente deberían denominarse 'metakomatiitas', aunque inevitablemente se asume el prefijo meta. Muchas komatiitas están muy alteradas y serpentinizadas o carbonatadas por metamorfismo y metasomatismo. Esto da como resultado cambios significativos en la mineralogía y la textura.

Hidratación versus carbonatación

La mineralogía metamórfica de las rocas ultramáficas, particularmente las komatiitas, está controlada solo parcialmente por la composición. El carácter de los fluidos connatos que están presentes durante el metamorfismo a baja temperatura, ya sea progrado o retrógrado, controla el ensamblaje metamórfico de una metakomatita ( en lo sucesivo, se asume el prefijo meta- ).

El factor que controla el conjunto mineral es la presión parcial de dióxido de carbono dentro del fluido metamórfico, llamado XCO ₂. Si XCO ₂ está por encima de 0,5, las reacciones metamórficas favorecen la formación de talco, magnesita (carbonato de magnesio) y anfíbol de tremolita. Estas se clasifican como reacciones de carbonatación de talco. Por debajo de XCO ₂ de 0,5, las reacciones metamórficas en presencia de agua favorecen la producción de serpentinita.

Por lo tanto, hay dos clases principales de komatiita metamórfica; carbonatada e hidratada. Las komatiitas carbonatadas y las peridotitas forman una serie de rocas dominadas por los minerales clorita, talco, magnesita o dolomita y tremolita. Los conjuntos de rocas metamórficas hidratadas están dominados por los minerales clorita, serpentina-antigorita y brucita. Pueden estar presentes rastros de talco, tremolita y dolomita, ya que es muy raro que no haya dióxido de carbono presente en los fluidos metamórficos. En grados metamórficos más altos, la antofilita, la enstatita, el olivino y el diópsido dominan a medida que el macizo rocoso se deshidrata.

Variaciones mineralógicas en las facies de flujo de komatiita

La komatiita tiende a fraccionarse de composiciones con alto contenido de magnesio en las bases de flujo donde dominan las acumulaciones de olivino, a composiciones de magnesio más bajas más arriba en el flujo. Por lo tanto, la mineralogía metamórfica actual de una komatiita reflejará la química, que a su vez representa una inferencia en cuanto a su facies vulcanológica y posición estratigráfica.

La mineralogía metamórfica típica es la mineralogía tremolita-clorita o talco-clorita en las zonas superiores de spinifex. Las facies base de flujo más ricas en magnesio y ricas en olivino tienden a estar libres de tremolita y clorita mineralógica y están dominadas por serpentina-brucita +/- antofilita si está hidratada, o talco-magnesita si está carbonatada. Las facies de flujo superior tienden a estar dominadas por talco, clorita, tremolita y otros anfíboles magnesianos (antofilita, cummingtonita, gedrita, etc.).

Por ejemplo, las facies de flujo típicas (ver más abajo) pueden tener la siguiente mineralogía;

Geoquímica

La komatiita se puede clasificar según los siguientes criterios geoquímicos;

• SiO2 ; _{_} típicamente 40-45%
• MgO superior al 18%
• Bajo K2O ₍ <0,5%)
• Bajo CaO y Na ₂ O (<2% combinado)
• Bajo enriquecimiento de Ba, Cs, Rb (elemento incompatible); ΣLILE <1,000 ppm
• Alto Ni (>400 ppm), Cr (>800 ppm), Co (>150 ppm)

La clasificación geoquímica anterior debe ser la química del magma esencialmente inalterada y no el resultado de la acumulación de cristales (como en la peridotita). A través de una secuencia típica de flujo de komatita, la química de la roca cambiará de acuerdo con el fraccionamiento interno que ocurre durante la erupción. Esto tiende a disminuir MgO, Cr, Ni y aumentar Al, K ₂ O, Na, CaO y SiO ₂ hacia la parte superior del flujo.

Las rocas ricas en MgO, K ₂ O, Ba, Cs y Rb pueden ser lamprófiros, kimberlitas u otras rocas raras ultramáficas, potásicas o ultrapotásicas.

Morfología y ocurrencia

Las komatiitas a menudo muestran una estructura de lava almohadillada, márgenes superiores autobrechificados consistentes con una erupción submarina que forma una piel superior rígida para los flujos de lava. Las facies volcánicas proximales son más delgadas y están intercaladas con sedimentos sulfurosos, lutitas negras, sílex y basaltos toleíticos. Las komatiitas se produjeron a partir de un manto relativamente húmedo. Evidencia de esto es su asociación con félsicos, ocurrencias de tobas komatiíticas, anomalías de Niobio y por mineralizaciones ricas en S- y H ₂ O.

Características texturales

Una textura común y distintiva se conoce como textura spinifex y consiste en largos fenocristales aciculares de olivino (o pseudomorfos de minerales de alteración después del olivino) o piroxeno que le dan a la roca una apariencia afilada, especialmente en una superficie erosionada. La textura Spinifex es el resultado de la rápida cristalización de líquido altamente magnesiano en el gradiente térmico en el margen del flujo o alféizar.

La textura de harrisita, descrita por primera vez a partir de rocas intrusivas (no komatiitas) en Harris Bay en la isla de Rùm en Escocia, está formada por la nucleación de cristales en el suelo de una cámara de magma. Se sabe que las harrisitas forman agregados de megacristales de piroxeno y olivino de hasta 1 metro de longitud. La textura harrisita se encuentra en algunos flujos de lava muy gruesos de komatita, por ejemplo, en el cinturón de piedra verde Norseman-Wiluna de Australia Occidental, en el que se ha producido la cristalización de acumulaciones.

Vulcanología

Se interpreta que la morfología del volcán de komatiitas tiene la forma y estructura general de un volcán en escudo, típico de la mayoría de los grandes edificios de basalto, ya que el evento magmático que forma las komatiitas erupciona materiales menos magnesianos.

Sin embargo, el flujo inicial de la mayoría de los magmas magnesianos se interpreta para formar una facie de flujo canalizado, que se visualiza como un respiradero de fisura que libera lava komatiítica altamente fluida sobre la superficie. Luego fluye hacia afuera desde la fisura de ventilación, concentrándose en bajos topográficos y formando ambientes de canales compuestos por una acumulación de olivino con alto contenido de MgO flanqueada por una "facies de flujo laminar" de láminas de spinifex de flujo delgado de piroxeno y olivino con bajo contenido de MgO.

El flujo de lava de komatiita típico tiene seis elementos relacionados estratigráficamente;

• A1: parte superior de flujo enfriado variolítico y almohadillado, a menudo clasificado y de transición con sedimento
• A2: zona de vidrio de olivino-clinopiroxeno acicular plumoso, enfriado rápidamente, que representa un margen enfriado en la parte superior de la unidad de flujo
• A3 - Secuencia de spinifex de olivino compuesta de gavilla y spinifex de olivino en forma de libro, que representa una acumulación de cristales que crece hacia abajo en la parte superior del flujo
• B1: mesocumulado de olivino a ortocumulado, que representa una harrisita que crece en un líquido fundido que fluye
• B2: acumulación de olivino compuesta por más del 93 % de cristales de olivino iguales entrelazados
• B3 – Margen de enfriamiento inferior compuesto por olivino acumulado a mesocumulado, con tamaño de grano más fino.

Es posible que las unidades de flujo individuales no se conserven por completo, ya que las unidades de flujo posteriores pueden erosionar térmicamente los flujos de spinifex de la zona A. En la facies de flujo delgado distal, las zonas B están escasamente desarrolladas o ausentes, ya que no existía suficiente flujo de líquido para hacer crecer la acumulación.

El canal y los flujos laminados luego se cubren con basaltos de alto magnesio y basaltos toleíticos a medida que el evento volcánico evoluciona hacia composiciones menos magnesianas. El magmatismo subsiguiente, al ser derretimientos de sílice más altos, tiende a formar una arquitectura de volcán en escudo más típica.

Komatiitas intrusivas

El magma de komatiita es extremadamente denso y es poco probable que llegue a la superficie, siendo más probable que se acumule más abajo dentro de la corteza. Las interpretaciones modernas (posteriores a 2004) de algunos de los cuerpos acumulados de olivino más grandes en el cratón de Yilgarn han revelado que la mayoría de las ocurrencias acumuladas de olivino de komatiita probablemente sean de naturaleza subvolcánica a intrusiva.

Esto se reconoce en el depósito de níquel de Mt Keith, donde se han reconocido texturas intrusivas de roca de pared y xenolitos de rocas félsicas dentro de los contactos de baja tensión. Las interpretaciones previas de estos grandes cuerpos de komatita eran que eran "súper canales" o canales reactivados, que crecieron a más de 500 m en espesor estratigráfico durante un vulcanismo prolongado.

Estas intrusiones se consideran umbrales canalizados, formados por la inyección de magma komatiítico en la estratigrafía y la inflación de la cámara de magma. Los cuerpos acumulados de olivino mineralizados con níquel económicos pueden representar una forma de conducto en forma de alféizar, donde el magma se acumula en una cámara de etapas antes de estallar en la superficie.

Importancia economica

La importancia económica de la komatiita se reconoció ampliamente por primera vez a principios de la década de 1960 con el descubrimiento de una mineralización masiva de sulfuro de níquel en Kambalda, Australia Occidental. La mineralización de sulfuro de cobre y níquel alojada en komatita representa hoy alrededor del 14% de la producción mundial de níquel, principalmente de Australia, Canadá y Sudáfrica.

Las komatiitas están asociadas con depósitos de níquel y oro en Australia, Canadá, Sudáfrica y, más recientemente, en el escudo de Guayana de América del Sur.