Komatiite (/koʊˈmɑːtiˌaɪt/) is a type of ultramafic mantle-derived volcanic rock defined as having crystallised from a lava of at least 18 wt% magnesium oxide (MgO).[1] It is classified as a 'picritic rock'. Komatiites have low silicon, potassium and aluminium, and high to extremely high magnesium content. Komatiite was named for its type locality along the Komati River in South Africa,[2] and frequently displays spinifex texture composed of large dendritic plates of olivine and pyroxene.[3]
Komatiites are rare rocks; almost all komatiites were formed during the Archaean Eon (4.03–2.5 billion years ago), with few younger (Proterozoic or Phanerozoic) examples known. This restriction in age is thought to be due to cooling of the mantle, which may have been 100–250 °C (212–482 °F) hotter during the Archaean.[4][5] The early Earth had much higher heat production, due to the residual heat from planetary accretion, as well as the greater abundance of radioactive isotopes, particularly shorter lived ones like uranium 235 which produce more decay heat. Lower temperature mantle melts such as basalt and picrite have essentially replaced komatiites as an eruptive lava on the Earth's surface.
Geographically, komatiites are predominantly restricted in distribution to the Archaean shield areas, and occur with other ultramafic and high-magnesian mafic volcanic rocks in Archaean greenstone belts. The youngest komatiites are from the island of Gorgona on the Caribbean oceanic plateau off the Pacific coast of Colombia, and a rare example of Proterozoic komatiite is found in the Winnipegosis komatiite belt in Manitoba, Canada.
Los magmas de composiciones komatíticas tienen un punto de fusión muy alto , con temperaturas de erupción calculadas de hasta 1600 °C y posiblemente superiores. [6] [7] [8] [9] Las lavas basálticas normalmente tienen temperaturas de erupción de aproximadamente 1100 a 1250 °C. Las temperaturas de fusión más altas necesarias para producir komatiita se han atribuido a los presuntos gradientes geotérmicos más altos en la Tierra Arcaica.
La lava komatítica era extremadamente fluida cuando entró en erupción (poseía una viscosidad cercana a la del agua pero con la densidad de la roca). En comparación con la lava basáltica de los basaltos hawaianos a ~1200 °C, que fluye como lo hacen la melaza o la miel, la lava komatítica habría fluido rápidamente a través de la superficie, dejando flujos de lava extremadamente delgados (de hasta 10 mm de espesor). Las principales secuencias komatíticas conservadas en las rocas arcaicas se consideran, por tanto, tubos de lava , estanques de lava, etc., donde se acumulaba la lava komatítica.
La química de la komatiita es diferente de la del basalto y otros magmas comunes producidos por el manto, debido a diferencias en los grados de fusión parcial . Se considera que las komatitas se formaron mediante altos grados de fusión parcial, generalmente superiores al 50%, y por lo tanto tienen un alto contenido de MgO con un bajo contenido de K2O y otros elementos incompatibles .
Hay dos clases geoquímicas de komatiita; komatiita empobrecida en aluminio (AUDK) (también conocida como komatiita del Grupo I) y komatiita empobrecida en aluminio (ADK) (también conocida como komatiita del Grupo II), definidas por sus relaciones Al 2 O 3 /TiO 2 . A menudo se supone que estas dos clases de komatiita representan una diferencia de fuente petrológica real entre los dos tipos relacionada con la profundidad de generación de la masa fundida. 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 empobrecidas en Al 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 komatiita han demostrado que se puede derivar un solo flujo de komatiita de la mezcla de magmas parentales con un rango de proporciones Al 2 O 3 /TiO 2 , lo que pone en duda esto. Interpretación de las formaciones de los diferentes grupos de komatiitas. [10] Las komatíitas probablemente se forman en columnas de manto extremadamente calientes [11] o en zonas de subducción arcaicas. [12]
El magmatismo boninita es similar al magmatismo komatiíta, pero se produce por fusión con flujo de fluido sobre una zona de subducción . Las boninitas con 10-18% de MgO tienden a tener elementos litófilos con iones grandes más altos (LILE: Ba , Rb , Sr ) que las komatiitas.
La mineralogía volcánica prístina de las komatiitas está compuesta de olivino forsterítico (Fo90 y superiores), piroxeno cálcico y, a menudo, cromio , anortita (An85 y superiores) y cromita .
Una población considerable de ejemplos de komatiita muestra una textura y morfología acumuladas . La mineralogía acumulada habitual es la forsterita olivina altamente rica en magnesio , aunque también son posibles acumulaciones de piroxeno cromio (aunque más raras).
Las rocas volcánicas ricas en magnesio pueden producirse por 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" lleva el nombre del nombre común de la hierba australiana Triodia , [13] que crece en grupos con formas similares.
Otra línea de evidencia es que el contenido de MgO de los olivinos formados en komatiitas se aproxima a la composición casi pura de forsterita de MgO, que solo se puede lograr en masa mediante la cristalización de olivino a partir de una masa fundida altamente magnesiana.
Las zonas de brecha superior de flujo y margen de almohada raramente conservadas en algunos flujos de komatiita son esencialmente vidrio volcánico, templado en contacto con agua o aire suprayacente. 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 un 32% de MgO. Algunas de las komatiitas magnesianas más altas con una clara preservación de la textura son las del cinturón de Barberton en Sudáfrica, donde se pueden inferir líquidos con hasta un 34% de MgO utilizando composiciones de roca a granel y olivino.
La mineralogía de una komatiita varía sistemáticamente a lo largo de la sección estratigráfica típica de un flujo de komatiita y refleja procesos magmáticos a los que las komatiitas son susceptibles durante su erupción y enfriamiento. La variación mineralógica típica es desde una base de flujo compuesta de olivino acumulado, hasta una zona texturizada de spinifex compuesta de olivino en láminas 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 minerales primarias (magmáticas) que también se encuentran en las komatiitas incluyen olivino, los piroxenos augita , pigeonita y broncita , plagioclasa , cromita , ilmenita y, raramente, anfíbol pargasítico . Los minerales secundarios (metamórficos) incluyen serpentina , clorita , anfíbol, plagioclasa sódica, cuarzo , óxidos de hierro y, raramente , flogopita , baddeleyita y piropo o granate hidrogrossular .
Todas las komatiitas conocidas han sido metamorfoseadas , por lo que 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.
La mineralogía metamórfica de las rocas ultramáficas, en particular las komatiitas, está sólo parcialmente controlada 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 metakomatiita ( en adelante 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 es superior a 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 tanto, existen dos clases principales de komatiita metamórfica; carbonatado e hidratado. Las komatiitas y peridotitas carbonatadas 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 . Puede haber trazas de talco, tremolita y dolomita, ya que es muy raro que no haya dióxido de carbono en los fluidos metamórficos. En grados metamórficos más altos, dominan la antofilita , la enstatita , el olivino y el diópsido a medida que el macizo rocoso se deshidrata.
La komatiita tiende a fraccionarse de composiciones con alto contenido de magnesio en las bases del flujo donde dominan los acumulados de olivino, a composiciones con menor contenido de magnesio más arriba en el flujo. Por lo tanto, la mineralogía metamórfica actual de una komatiita reflejará la química, lo que a su vez representa una inferencia en cuanto a su facies vulcanológica y posición estratigráfica.
La mineralogía metamórfica típica es la mineralogía de tremolita - clorita o talco -clorita en las zonas superiores del spinifex. Las facies base de flujo más ricas en magnesio y olivino tienden a estar libres de mineralogía de tremolita y clorita y están dominadas por serpentina - brucita +/- antofilita si están hidratadas, o talco- magnesita si están carbonatadas. Las facies de flujo superiores tienden a estar dominadas por talco, clorita, tremolita y otros anfíboles magnésicos ( antofilita , cummingtonita , gedrita , etc.).
Por ejemplo, las facies de flujo típicas (ver más abajo) pueden tener la siguiente mineralogía;
La komatiita se puede clasificar según los siguientes criterios geoquímicos IUGS : [14]
Cuando cumple lo anterior, pero el TiO 2 es superior al 1% en peso, se clasifica como meimequita.
Una roca volcánica similar con alto contenido de magnesio es la boninita , que tiene entre un 52% y un 63% en peso de SiO2 , más de un 8% en peso de MgO y menos de un 0,5% en peso de TiO2 .
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 komatiita, la química de la roca cambiará de acuerdo con el fraccionamiento interno que ocurre durante la erupción. Esto tiende a disminuir el MgO, Cr, Ni y aumentar el 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 .
Las komatíitas a menudo muestran una estructura de lava en forma de almohada , márgenes superiores autobrechizados 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 sulfídicos, lutitas negras, pedernales y basaltos toleíticos . Las komatitas se produjeron a partir de un manto relativamente húmedo . La evidencia de esto proviene de su asociación con félsicos , ocurrencias de tobas komatíticas , anomalías de niobio y mineralizaciones ricas en S y H2O .
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 de cuchilla, especialmente en una superficie erosionada. La textura de Spinifex es el resultado de la rápida cristalización de un 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 la bahía de Harris en la isla de Rùm en Escocia , se forma por nucleación de cristales en el suelo de una cámara de magma . [15] [16] Se sabe que las harrisitas forman agregados megacristalinos de piroxeno y olivino de hasta 1 metro de longitud. [17] La textura de harrisita se encuentra en algunos flujos de lava muy espesos de komatiita, por ejemplo en el cinturón de piedra verde Norseman-Wiluna de Australia Occidental, en el que se ha producido cristalización de acumulados . [18]
Se interpreta que la morfología del volcán komatiita 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 hace erupción de materiales menos magnesianos.
Sin embargo, se interpreta que el flujo inicial de la mayoría de los magmas magnesianos forma una facie de flujo canalizada, que se concibe como una fisura que libera lava komatítica altamente fluida hacia la superficie. Luego, esto fluye hacia afuera desde la fisura de ventilación, concentrándose en bajos topográficos y formando ambientes de canal compuestos de acumulación de olivino con alto contenido de MgO , flanqueados por delantales de 'facies de flujo laminadas' de láminas de spinifex de flujo fino de olivino con bajo contenido de MgO y piroxeno.
El flujo de lava típico de komatiita tiene seis elementos estratigráficamente relacionados;
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 spinifex de la zona A. En las facies de flujo delgado distal, las zonas B están poco desarrolladas o ausentes, ya que no existía suficiente líquido que fluyera para hacer crecer el acumulado.
El canal y los flujos laminares quedan cubiertos por basaltos con alto contenido de magnesio y basaltos toleíticos a medida que el evento volcánico evoluciona hacia composiciones menos magnesianas. El magmatismo posterior, al ser de mayor fusión de sílice, tiende a formar una arquitectura de volcán en escudo más típica.
El magma komatita 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 de acumulados 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 identificado texturas intrusivas de pared-roca y xenolitos de rocas félsicas dentro de los contactos de baja deformación. [19] Las interpretaciones anteriores de estos grandes cuerpos de komatiita eran que eran "supercanales" o canales reactivados, que crecieron a más de 500 m de espesor estratigráfico durante un vulcanismo prolongado.
Estas intrusiones se consideran umbrales canalizados , formados por inyección de magma komatítico en la estratigrafía e inflación de la cámara de magma. Los cuerpos económicos acumulados de olivino mineralizados con níquel pueden representar una forma de conducto en forma de alféizar, donde el magma se acumula en una cámara de preparación antes de hacer erupción en la superficie.
La importancia económica de la komatiita fue reconocida 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 sulfuros de níquel y cobre alojada en komatiita 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 Guayanés de América del Sur.