Ofiolita

Ordovician ophiolite in Gros Morne National Park, Newfoundland

Chromitic serpentinite, Bay of Islands Ophiolite, Lewis Hills, Newfoundland

Una ofiolita es una sección de la corteza oceánica de la Tierra y el manto superior subyacente que se ha levantado y expuesto y, a menudo, se ha colocado sobre rocas de la corteza continental.

La palabra griega ὄφις, ophis (serpiente) se encuentra en el nombre de las ofiolitas, por la textura superficial de algunas de ellas. 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 presencia en cinturones montañosos como los Alpes y el Himalaya, donde documentan la existencia de antiguas cuencas oceánicas que ahora han sido consumidas por la subducción. Esta idea fue uno de los pilares fundamentales de la tectónica de placas, y las ofiolitas siempre han jugado un papel central en la teoría de la tectónica de placas y la interpretación de los cinturones montañosos antiguos.

Pseudoestratigrafía y definición

Secuencia estratigráfica de un ofiolito.

Una estructura simplificada de una suite ophiolite:

1. cámara de magma axial
2. sedimentos pelágicos
3. basales de almohada
4. tintes basalíticos de hoja
5. intrusivo, gabbro capa
6. cumulates dunite/peridotite

La secuencia de tipo estratigráfico observada en las ofiolitas corresponde a los procesos de formación de la litosfera en las dorsales oceánicas. De arriba a abajo, las capas en la secuencia son:

• sedimentos pelágicos: sobre todo onzas silíceas, onzas calcáreas y arcillas rojas depositadas desde la corteza formada.
• Secuencia extrusiva: las lavas de almohada basaltica muestran magma/ contacto de agua.
• Complejo de dique recubierto: diques verticales y paralelos que alimentaban lavas arriba.
• Intrusivos de alto nivel: gabbro isotrópico, indicativo de una cámara de magma fraccionada.
• Gabbro de capa, resultante de la liquidación de minerales de una cámara magma.
• Peridotita cúmula: capas ricas en dunita de minerales que se establecieron desde una cámara magma.
• Peridotita tectonizada: roca de manto rico en harzburgita/lherzolite.

Una conferencia Penrose de la Sociedad Geológica de América sobre ofiolitas en 1972 definió el término "ofiolita" para incluir todas las capas enumeradas anteriormente, incluida la capa de sedimento formada independientemente del resto de la ofiolita. Esta definición ha sido cuestionada recientemente debido a que 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 en espesor y composición, y que en lugares cubiertos los diques se asientan directamente sobre tectonita de peridotita, sin gabros intermedios.

Formación y emplazamiento

Se han identificado ofiolitas en la mayoría de los cinturones orogénicos del mundo. Sin embargo, dos componentes de la formación de ofiolitas están en debate: el origen de la secuencia y el mecanismo para el emplazamiento de ofiolitas. El emplazamiento es el proceso de levantamiento de la secuencia sobre la corteza continental de menor densidad.

Origen como litosfera oceánica

Varios estudios respaldan 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 ello, los investigadores realizaron un estudio sísmico en un complejo ofiolítico (Bay of Islands, Newfoundland) con el fin de establecer una comparación. El estudio concluyó que las estructuras de velocidad oceánica y ofiolítica eran idénticas, lo que apunta al origen de los complejos de ofiolita como corteza oceánica. 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 el silicio y el titanio hasta elementos traza. Las rocas ofiolíticas y del fondo marino comparten una baja presencia de minerales ricos en sílice; los presentes tienen un alto contenido en sodio y bajo en potasio. Los gradientes de temperatura de la metamorfosis de las lavas almohadilladas ofiolíticas y los diques son similares a los que se encuentran debajo de las dorsales oceánicas en la actualidad. 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 la vecindad de las crestas disolvió y transportó elementos que precipitaron como sulfuros cuando el agua de mar calentada entró en contacto con el agua de mar fría.. El mismo fenómeno ocurre cerca de las dorsales oceánicas en una formación conocida como fumarolas hidrotermales. La línea final de evidencia que respalda 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, muy lejos de los sedimentos de origen terrestre. 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 de su emplazamiento como ofiolita. Esto requiere que las ofiolitas sean mucho más antiguas que las orogenias sobre las que yacen y, por lo tanto, viejas y frías. Sin embargo, la datación radiométrica y estratigráfica ha encontrado que las ofiolitas se han emplazado cuando eran jóvenes y calientes: la mayoría tiene menos de 50 millones de años. Por lo tanto, las ofiolitas no pueden haber seguido el ciclo completo de Wilson y se consideran cortezas oceánicas atípicas.

Emplazamiento de ofiolitas

Todavía no hay consenso sobre la mecánica del emplazamiento, el proceso por el cual la corteza oceánica se eleva hacia los márgenes continentales a pesar de la densidad relativamente baja de este último. No obstante, todos los procedimientos de emplazamiento comparten los mismos pasos: iniciación 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.

Hipótesis

Emplazamiento por margen continental irregular

Una hipótesis basada en la investigación realizada en el complejo Bay of Islands en Terranova, así como en el complejo East Vardar en las montañas Apuseni de Rumania, sugiere que un margen continental irregular que choca con un complejo de arco de islas provoca la generación de ofiolita en un arco posterior. cuenca y obducción por compresión. El margen continental, los promontorios y las reentradas a lo largo de su longitud, están adheridos a la corteza oceánica en subducción, que se aleja de ella por debajo del complejo del 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 se ha subducido 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 tasa de retroceso de la zanja sea mayor que la progresión del complejo del arco de islas, se producirá un retroceso de la zanja y, en consecuencia, se producirá la extensión de la placa superior para permitir que el complejo de arco de islas coincida con el Velocidad de retirada de trinchera. La extensión, una cuenca de arco posterior, genera corteza oceánica: ofiolitas. Finalmente, cuando la litosfera oceánica se subduce por completo, el régimen extensional del complejo del arco insular se vuelve compresivo. La corteza oceánica caliente y positivamente flotante de la extensión no se subducirá, sino que se obducirá al arco de la isla como una ofiolita. Como persiste la compresión, la ofiolita se emplaza en el margen continental. Según los análisis de isótopos de Sr y Nd, las ofiolitas tienen una composición similar a los basaltos de la dorsal oceánica, pero normalmente tienen elementos litófilos de iones grandes ligeramente elevados y un agotamiento de Nb. Estas firmas químicas respaldan que las ofiolitas se formaron en una cuenca de arco posterior de una zona de subducción.

Ofiolitas como antearco atrapado

La generación y subducción de ofiolita también puede explicarse, como lo sugiere la evidencia de la ofiolita Coast Range de California y Baja California, por un cambio en la ubicación y polaridad de la subducción. La corteza oceánica unida a un margen continental se subduce debajo de un arco de islas. 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. La verificación de las dos hipótesis anteriores requiere más investigación, al igual que las otras hipótesis disponibles en la literatura actual sobre el tema.

Investigación

Los científicos han perforado solo alrededor de 1,5 km en la corteza oceánica de 6 a 7 kilómetros de espesor, por lo que la comprensión científica de la corteza oceánica proviene en gran medida de la comparación de la estructura de la ofiolita con los sondeos sísmicos de la corteza oceánica in situ.. La corteza oceánica generalmente tiene una estructura de velocidad en capas que implica una serie de rocas en capas similar a la enumerada anteriormente. Pero en detalle hay problemas, con muchas ofiolitas que exhiben acumulaciones de roca ígnea más delgadas de lo que se infiere para la corteza oceánica. Otro problema relacionado con la corteza oceánica y las ofiolitas es que la gruesa capa de gabro de ofiolitas requiere grandes cámaras de magma debajo de las dorsales oceánicas. Sin embargo, el sondeo sísmico de las dorsales en medio del océano 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 gabro, pero no tiene capas como el gabro de ofiolita.

La circulación de fluidos hidrotermales a través de la corteza oceánica joven provoca serpentinización, alteración de las peridotitas y alteración de minerales en los gabros y basaltos a conjuntos de menor temperatura. Por ejemplo, la plagioclasa, los piroxenos y el olivino en los diques laminados y las lavas se transformarán en albita, clorita y serpentina, respectivamente. A menudo, los cuerpos minerales, como los depósitos de sulfuro ricos en hierro, se encuentran sobre epidositas altamente alteradas (rocas de epidota-cuarzo) que son evidencia de fumarolas negras relictas, que continúan operando dentro de los centros de expansión del fondo marino de las dorsales oceánicas en la actualidad.

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. Más allá de los problemas de espesores de capa mencionados anteriormente, surge un problema relacionado con las diferencias de composición de sílice (SiO₂) y titania (TiO₂). Los contenidos de basalto de ofiolita los ubican en el dominio de las zonas de subducción (~55 % de sílice, <1 % de TiO₂), mientras que los basaltos de la dorsal oceánica suelen tener ~50 % de sílice y 1,5–2,5 % de TiO ₂. Estas diferencias químicas también se extienden a una variedad de elementos traza (es decir, elementos químicos que se presentan en cantidades de 1000 ppm o menos). En particular, los oligoelementos asociados con las zonas volcánicas de la zona de subducción (arco de islas) tienden a tener un alto contenido de ofiolitas, mientras que los elementos traza que son altos en los basaltos de las dorsales oceánicas pero bajos en las zonas volcánicas de la zona de subducción también tienen un bajo contenido de ofiolitas.

Además, el orden de cristalización del feldespato y el piroxeno (clino- y ortopiroxeno) en los gabros se invierte, y las ofiolitas también parecen tener una complejidad magmática multifásica a la par de las zonas de subducción. De hecho, cada vez hay más evidencia de que la mayoría de las ofiolitas se generan cuando comienza la subducción y, por lo tanto, representan fragmentos de la litosfera del antearco. Esto condujo a la introducción del término "zona de suprasubducción" (SSZ) ofiolita 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 ocurrencias clásicas de ofiolita que se pensaba que estaban relacionadas con la expansión del fondo marino (Troodos en Chipre, Semail en Omán) eran "SSZ" ofiolitas, formadas por la rápida extensión de la corteza del antearco durante el inicio de la subducción.

Una configuración de antearco para la mayoría de las ofiolitas también resuelve el desconcertante problema de cómo la litosfera oceánica puede emplazarse 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 harán que cese la subducción, lo que provocará el rebote del prisma de acreción con la litosfera de antearco (ofiolita) encima. Las ofiolitas con composiciones comparables con entornos eruptivos de tipo hotspot o basalto normal de la dorsal oceánica son raras, y esos ejemplos generalmente están fuertemente desmembrados en complejos de acreción de zonas de subducción.

Grupos y asambleas

Assemblage clásico ophiolite en Chipre mostrando lava de hoja intersectada por un tinte con lava de almohada en la parte superior.

Las ofiolitas son comunes en los cinturones orogénicos de la era Mesozoica, como los formados por el cierre del Océano Tethys. Las ofiolitas en los dominios Arcaico y Paleoproterozoico son raras.

La mayoría de las ofiolitas se pueden dividir en uno de dos grupos: Tethyan y Cordilleran. Las ofiolitas de Tethyan son características de las que se encuentran en el área del mar Mediterráneo oriental, p. Troodos en Chipre, y en Oriente Medio, como Semail en Omán, que consisten en series de rocas relativamente completas correspondientes al conjunto clásico de ofiolitas y que han sido emplazadas sobre un margen continental pasivo más o menos intacto (Tethys es el nombre dado a el 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 la 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, Oregón) y ofiolitas en los Andes del sur de América del Sur. A pesar de sus diferencias en el modo de emplazamiento, ambos tipos de ofiolita tienen un origen exclusivamente en la zona de suprasubducción (SSZ).

Según el modo de aparición, las ofiolitas del Neoproterozoico parecen mostrar características de las ofiolitas de tipo SSZ y basalto de la dorsal mesoceánica (MORB) y se clasifican de más antiguas a más jóvenes en: (1) ofiolitas intactas de MORB (MIO); (2) ofiolitas desmembradas (DO); y (3) ofiolitas asociadas al arco (AAO) (El Bahariya, 2018). Colectivamente, las ofiolitas investigadas del Desierto del Este Central (CED) caen tanto en ofiolitas MORB/basalto de cuenca de arco posterior (BABB) como en ofiolitas SSZ. No están relacionados espacial y temporalmente y, por lo tanto, parece probable que los dos tipos no estén petrogenéticamente relacionados. Las ofiolitas ocurren en diferentes entornos geológicos y representan un cambio en el entorno tectónico de las ofiolitas de MORB a SSZ con el tiempo.

Origen y evolución del concepto

El término ofiolita se originó a partir de las publicaciones de Alexandre Brongniart en 1813 y 1821. En la primera, utilizó ofiolita para rocas de serpentinita que se encuentran en brechas a gran escala llamadas mélanges. En la segunda publicación, amplió la definición para abarcar una variedad de rocas ígneas, como gabro, diabasa, rocas ultramáficas y volcánicas. Las ofiolitas se convirtieron así en el nombre de una conocida asociación de rocas que se encuentran en los Alpes y los Apeninos de Italia. Tras trabajar en estos dos sistemas montañosos, Gustav Steinmann definió lo que más tarde se conocería como la "Trinidad de Steinmann": la mezcla de serpentina, diabasa-spilita y pedernal. El reconocimiento de la Trinidad de Steinmann sirvió años más tarde para construir la teoría sobre la expansión del fondo marino y la tectónica de placas. Una observación clave de Steinmann fue que las ofiolitas estaban asociadas a rocas sedimentarias que reflejaban antiguos ambientes de aguas profundas. El propio Steinmann interpretó las ofiolitas (la Trinidad) utilizando el concepto de geosinclinal. Sostuvo que las ofiolitas alpinas eran "efusiones submarinas que salían a lo largo de fallas de cabalgamiento hacia el flanco activo de un geosinclinal que se acortaba asimétricamente". 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. Así, las montañas de tipo cordillerano y tipo alpino iban a ser diferentes en este aspecto. En los modelos de Hans Stille, un tipo de geosinclinal llamado eugeosinclinal se caracterizó por producir un "magmatismo inicial" que en algunos casos correspondieron a magmatismo ofiolítico.

A medida que la teoría de la tectónica de placas prevalecía en la geología y la teoría del geosinclinal se volvió obsoleta, las ofiolitas se interpretaron en el nuevo marco. Fueron reconocidos como fragmentos de litosfera oceánica, y los diques fueron vistos como el resultado de la tectónica extensional en las dorsales oceánicas. Las rocas plutónicas encontradas en las ofiolitas se entendían como restos de antiguas cámaras de magma.

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 calcoalcalinas.

Ofiolitas notables

Lava de almohada de una secuencia ophiolite, Apeninos del Norte, Italia

Ejemplos de ofiolitas que han sido influyentes en el estudio de estos cuerpos rocosos son:

• Coast Range Ophiolite en los rangos costeros de California, desde Santa Bárbara hasta los condados de San Francisco, California.
• Semail Ophiolite in Oman and the United Arab Emirates, widely considered one of the best exposed ophiolite sequences
• Troodos Ophiolite in the Troodos Mountains of Cyprus, of economic interest since it contains the copper deposits of Cyprus (from which copper is named)
• La Isla Macquarie, Tasmania, Australia fue nombrada Patrimonio de la Humanidad por la UNESCO en 1997, como "el único ejemplo conocido de un ophiolite... complejo en el proceso de formación y actualmente en su entorno geológico original".
• Bay of Islands Ophiolite in Gros Morne National Park, Newfoundland, named a UNESCO World Heritage Site in 1987 because of its superbly exposed complete ophiolite stratigraphic sequence
• Yakuno, Horokanai y Poroshiri, tres secuencias completas de ophiolite en Japón
• Dun Mountain Ophiolite Belt, South Island, Nueva Zelanda. La dunita tipo rock se llama después de esta localidad.
• Zambales complejo ophiolite incluyendo los bloques Coto y Acoje, Luzon, Filipinas. El ~45 Myr viejo Zambales ophiolite forma parte del sótano del complejo de arco de la isla Luzon.
• Naga Hills and Andaman ophiolite belt, Northeast India
• Neoproterozoico ofiolites del Desierto Central del Este, Egipto (El Bahariya, 2018).
• Himalayan Ophiolites, Nidar, Shergol (Manas et al.,2021)