La ofiolita de Troodos en la isla de Chipre representa un eje de expansión del Cretácico tardío ( cresta mediooceánica ) que desde entonces se ha elevado debido a su posición en la placa de Anatolia superior en el arco de Chipre y la subducción en curso al sur del monte submarino Eratóstenes . [1]
Las unidades más bajas de la ofiolita son las lavas de almohadillas inferiores, separadas de las lavas de almohadillas superiores de manera controvertida. Los espacios entre las almohadillas en las unidades de lava de almohadillas están llenos de sedimentos de óxidos metálicos dispersos que también pueden verse como vetas que llenan las fracturas de enfriamiento dentro de las lavas. Los óxidos metálicos son ferruginosos con óxidos de ferromanganeso, arcillas , carbonatos , vidrio volcánico y sedimentos pelágicos .
Por encima de las unidades de lava almohadillada se encuentra una capa de lutitas ferromagnéticas y de materiales volcánicos clásticos (las epiclásticas). Las epiclastitas son fragmentos masivos de lava alterada en una matriz de lodo, generalmente ferromanganeso. Por encima de esto se encuentran los lodos de ferromanganeso, laminados finamente y masivos. Entre las epiclásticas y los lodos se encuentran acumulaciones de fondo de sedimento pelágico.
Al sur se encuentra el yacimiento de sulfuro masivo Mathiati-Margi y la mineralización de stockwork . El mineral de sulfuro se encuentra en el mismo nivel estratigráfico que el contacto de lavas almohadilladas Inferior y Superior, y está cubierto por lavas no mineralizadas. [2]
Los cuerpos de dunita ( olivino ) son comunes en la serie del manto de Troodos y contienen concentraciones de cromita .
Los diques laminares muestran una tendencia general toleítica , de basaltos, andesitas y dacitas . No hay un límite obvio para las diferencias de composición, pero las lavas inferiores son generalmente más enriquecidas y evolucionadas ( silícicas ), mientras que las lavas superiores son menos evolucionadas y empobrecidas.
La evidencia geoquímica implica que la ofiolita de Troodos proviene de un manto que ya se había agotado, con la extracción de basalto de la dorsal mesoceánica , pero que luego se enriqueció con ciertos elementos traza , así como con agua. Junto con el carácter alcalino de los plagiogranitos , se puede suponer que la dorsal de Troodos estaba situada sobre una zona de subducción , pero el manto del que se extruyeron las lavas era el de un manto que había perdido recientemente una fracción de material fundido.
El Troodos es una ofiolita única en términos de observación de alteración hidrotermal , porque no ha sido metamorfoseada en gran medida ni deformada extensamente. Por lo tanto, es fácil ver las sucesiones y relaciones de los procesos hidrotermales con la estructura de la dorsal. Esto es difícil de observar en las dorsales modernas debido a problemas de accesibilidad, por lo que el Troodos ofrece una visión única de estos procesos. El hecho de que se puedan ver los mismos tipos de alteración en los ejes modernos implica que los mismos procesos sucedieron en el Troodos, a pesar de que se formó en una zona de suprasubducción.
La alteración de las lavas está relacionada tanto con los sistemas hidrotermales axiales como con el envejecimiento de la corteza en un entorno submarino. [3] Se puede demostrar que el fluido ha penetrado al menos hasta la base de la secuencia plutónica, donde la alta temperatura y las fases secundarias en las plutónicas y las acumulaciones implican una alteración cerca del eje de la dorsal.
La presencia de alteración en todos los niveles extrusivos excepto en el más alto implica una sucesión de numerosas celdas de convección hidrotermal activas durante la erupción. [4]
A medida que la secuencia de la corteza se fue alejando gradualmente del eje de expansión, se produjo el cese de la deposición metalífera principal y la restricción progresiva de la acción agua/roca, y finalmente la interacción del agua se limitó a las unidades de roca a medida que la corteza se sellaba. Esto provocó la precipitación de zeolitas y carbonatos de etapa tardía.
También se puede demostrar que los depósitos masivos de sulfuro se formaron a la misma temperatura que las fumarolas negras actuales , lo que proporciona evidencia de que podrían formarse a partir de las fumarolas. [ cita requerida ]
En términos del mecanismo físico de expansión, el eje de expansión de Troodos es comparable en líneas generales al de una dorsal intermedia moderna. [5] Las tasas de erupción a lo largo de la dorsal son altas, por lo que hay poco tiempo para la acumulación de sedimentos durante los períodos activos. Sin embargo, en términos de geoquímica y estratigrafía de la lava, es más probable que Troodos se haya formado en un entorno de iniciación de subducción [6].
La investigación sobre el Troodos floreció después de la revolución de finales de la década de 1960, basada en el hecho de que las ofiolitas representaban fragmentos de corteza oceánica, y luego se realizaron estudios petrológicos y estructurales en varias ofiolitas en todo el mundo. Las interpretaciones del Troodos han mejorado la comprensión de la construcción de la litosfera oceánica , la naturaleza de la estratificación sísmica de la corteza oceánica y los procesos magmáticos, estructurales e hidrotermales en las dorsales. Además, y de manera importante, ha ayudado a comprender los mecanismos asociados con la colisión de placas.
A principios de la década de 1970, comenzó a aceptarse ampliamente que la ofiolita representaba la expansión del fondo marino y, posteriormente, que Troodos mostraba firmas geoquímicas como las de los arcos volcánicos. [ cita requerida ] Este último hecho fue impulsado por primera vez por Akiho Miyashiro en 1973, quien desafió la concepción común de la ofiolita de Troodos y propuso un origen de arco insular para ella. [ 7 ] Esto se hizo argumentando que numerosas lavas y diques en la ofiolita tenían químicas calcoalcalinas . [ 7 ] A principios de la década de 1980, se acuñó el término zona de suprasubducción para inferir la formación de lavas sobre una placa litosférica en subducción, sin especificar dónde se forman en relación con la placa en subducción. A partir de estudios posteriores de otras ofiolitas, se ha descubierto que estas generalmente tienen una firma geoquímica similar, por lo que se infiere que la mayoría están relacionadas con la zona de suprasubducción. [ cita requerida ]
En la ofiolita de Troodos se observó una variación en los tipos de magma, que se puede ver que van desde rocas máficas evolucionadas a menos evolucionadas en relaciones de campos de corte transversal localizados, lo que implica la presencia de más de una cámara magmática que corta a otras agotadas. Ahora se ha demostrado que esto está respaldado por otros cuerpos de ofiolita como Omán.
En términos de emplazamiento de las ofiolitas, existía el problema de cómo elevar la litosfera oceánica densa a través de 5-6 km de agua y sobre los continentes. [8] Este proceso, como sea que haya ocurrido, se denominó obducción. Los procesos podrían variar dependiendo del tipo de margen activo o pasivo encontrado, como los márgenes tetiano o cordillerano . En los márgenes pasivos tetianos se propuso el deslizamiento gravitacional sobre terrenos de acreción a través de fallas de empuje de ángulo bajo. En el margen cordillerano, los fragmentos litosféricos se incorporan a los terrenos de acreción. En Troodos, los estudios de gravedad han implicado que la ofiolita está sustentada por una corteza continental cuya flotabilidad relativa elevó la corteza oceánica, lo que en algunas circunstancias podría eventualmente llevar al deslizamiento sobre la cuña de acreción (o ahora el monte submarino Eratostines subducido para Troodos).
En la zona de suprasubducción, la expansión no está controlada como en los entornos de las dorsales oceánicas, ya que la extensión se ve facilitada principalmente por el retroceso de la placa que crea espacio independientemente de la disponibilidad de magma. Por lo tanto, las tasas de expansión más rápidas son causadas por el retroceso más rápido y, por lo tanto, favorecen una expansión magmática, ya que en muchos casos el manto puede no ser capaz de seguir el ritmo de la expansión. Por lo tanto, hay una corteza inusualmente delgada, son comunes las fallas extensionales grandes de bajo ángulo y mucha rotación de la corteza. [9]
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