Un esquema aproximado de los límites inferidos del aulacogeno del sur de Oklahoma
Descripción
El Aulacógeno del Sur de Oklahoma se extiende aproximadamente 500 millas de largo (805 km) por ~80–90 millas de ancho (129–145 km). Los dos brazos restantes del límite de la placa continental de la triple unión a partir de la cual se formó el aulacógeno del Sur de Oklahoma se convirtieron en zonas de expansión para la expansión del Océano Jápeto durante la ruptura del supercontinente, Rodinia , que se estima que ocurrió en el Período Criogénico , hace aproximadamente 750 millones de años. [3] Estos brazos se cerraron en el Período Pensilvánico (~323,2–298,9 Ma) y formaron parte del cinturón orogénico de Ouachita . Se estima que el Aulacógeno del Sur de Oklahoma contiene más de 250.000 km 3 de roca ígnea. [4] El aulacógeno está invertido: en lugar de extenderse a través de la superficie, penetra en el cratón de América del Norte , [3] y está alineado con el borde norte de una cuenca proterozoica profundamente enterrada de origen incierto que puede haberse formado a través de capas o deposición ígnea. [5] El aulacógeno termina al entrar en contacto con el cinturón orogénico de Ouachita . El aulacógeno del sur de Oklahoma está asociado con un área anómala generalizada en la que las ondas sísmicas viajan más lentamente. [6] Se hace una comparación común de este aulacógeno con el aulacógeno Dniepr-Donets en Baltica porque ambos son rifts intracratónicos importantes. [7]
El Aulacógeno del Sur de Oklahoma contiene numerosas rocas ígneas . Entre estas rocas hay una multitud de gabros , incluyendo anortosita , gabros ricos en titanio , ricos en hierro , ricos en fósforo y biotita . [2] También se incluyen riolitas y granitos . Este conjunto es muy similar a los complejos de anortosita - mangerita - charnoquita - granito (AMCG) de la era Proterozoica media de América del Norte, pero por la falta de anortositas de macizo grueso . Esto es significativo ya que los complejos AMCG tienden a formarse a enormes profundidades en la corteza terrestre y, por lo tanto, se enfrían más lentamente, lo que permite que las anortositas de macizo se formen de grano grueso. El conjunto ígneo similar sugiere que los magmas que formaron las rocas ígneas del Aulacógeno del Sur de Oklahoma se enfriaron rápidamente hasta su punto de cristalización o cerca de él, mucho más rápido que los magmas de los complejos AMCG, lo que dio como resultado anortositas de grano más fino. [2]
Más recientemente, diferentes interpretaciones de datos sísmicos y de afloramientos , así como de la estratigrafía de la zona, han llevado a algunos estudios a postular que esta formación puede no ser un aulacógeno después de todo, sino un sistema de fallas transformantes . [8]
Evolución tectónica
Ilustración de la probable historia de formación del Aulacógeno del sur de Oklahoma. En A, los volcanes se forman a lo largo de un límite de placa continental. B muestra la apariencia básica de la triple unión después de su formación. C muestra que uno de los tres "brazos" no se ha dividido mientras que los otros dos sí, y continúan hasta D, donde se forma el océano de Jápeto.
El Aulacógeno del Sur de Oklahoma se formó en algún momento del Eón Proterozoico Tardío , entre 525 y 550 millones de años atrás, [9] durante la ruptura del supercontinente Laurentia o Cratón de América del Norte, el núcleo geológico de América del Norte. Su formación y actividad ígnea bimodal ocurrieron simultáneamente, con dos episodios definidos de actividad magmática, máfica y félsica , la primera de las cuales se compone principalmente de magma pesado en gabro y la segunda fase se compone principalmente de magma riolítico. Se plantea la hipótesis de que entre las etapas máfica y félsica de la actividad magmática se produjo una elevación sustancial, que se correlaciona con la falta de anortositas de macizo de grano grueso presentadas anteriormente. [2] Los dos brazos restantes de su triple unión original se convirtieron en zonas de expansión para el naciente Océano de Jápeto . El aulacógeno penetró en el cratón, lo que provocó la formación de fallas normales en lo que se convirtió en la Cuenca de Anadarko . [5]
El aulacógeno sufrió un acortamiento e inversión de la corteza en algún momento entre el Período Misisipiano y el Período Pérmico Temprano , hace aproximadamente entre 330 y 280 millones de años. Esto coincide con el cierre de las zonas de expansión de Jápeto y el cabalgamiento del levantamiento de Ouachita sobre la Cuenca de Anadarko, formando las Montañas Wichita . [5] Esto también resultó en la reactivación de las fallas de rift del Cámbrico, que a menudo se convirtieron en fallas inversas o de empuje lístrico . [3] Los anticlinales se formaron en las capas de roca sedimentaria de la cuenca, lo que contribuyó a la formación del profundo depósito de hidrocarburos de la Cuenca de Anadarko. La formación de estas fallas lístricas y anticlinales indica que el acortamiento de la corteza fue significativo, hasta 10-15 km o más. [5]
Las rocas ígneas que se encuentran en el aulacógeno también fueron elevadas durante el levantamiento de Ouachita y posteriormente sepultadas nuevamente por sedimentos locales y transportados. Como no hubo una deformación importante de la sección media de América del Norte durante las eras Mesozoica y Cenozoica , la estructura del aulacógeno y el conjunto de rift se conservaron en su mayor parte. La erosión en eras recientes ha erosionado los sedimentos que recubren una sección de rocas plutónicas y volcánicas que alguna vez formaron el lecho rocoso del aulacógeno y, como resultado, este aulacógeno es "una de las selecciones mejor conservadas y mejor expuestas" de los resultados ígneos de la antigua actividad de rift. [2] En consecuencia, el Aulacógeno del sur de Oklahoma es el tipo designado en los Estados Unidos. [5]
Rocas máficas
Las rocas máficas del aulacógeno del sur de Oklahoma se pueden separar en dos grupos principales: los gabros de Raggedy Mountain y los diques de diabasa tardía. Los gabros de Raggedy Mountain se pueden separar a su vez en dos subgrupos debido al análisis petrográfico y al mapeo de campo. Estos subgrupos son el complejo estratificado de Glen Mountains y los gabros de Roosevelt . [2]
El complejo estratificado de las montañas Glen (GMLC), considerado la unidad de superficie más antigua del aulacógeno, cubre aproximadamente 2000 kilómetros cuadrados y tiene varias unidades principales, que incluyen cumulado de plagioclasa , plagioclasa- olivino - piroxeno y plagioclasa-piroxeno superpuesto a una capa de cumulado de plagioclasa-olivino. Estas rocas han sido descritas como toleíticas . [10] Los cristales de plagioclasa encontrados en esta área contienen una proporción de anortita mucho más alta que el contenido promedio para anortositas de tipo macizo . En promedio, la plagioclasa varía de An 40 a An 65 en anortositas de tipo macizo. En los cristales de plagioclasa del GMLC, el contenido de anortita es, en promedio, An 70 y varía de An 57 a An 80 . [2] Las rocas de esta área generalmente tienen mucho más óxido de aluminio y óxido de calcio , y menos dióxido de silicio y óxido de sodio que los macizos promedio, lo que está relacionado con el contenido de anortosita. Se encuentran grandes cristales de clinopiroxeno (decenas de centímetros) en esta área, así como en fases acumuladas e interacumuladas, aunque el clinopiroxeno interacumulado es más raro. [2] Los gabros de Roosevelt son una pequeña secuencia de plutones y diques de gabro hidratados con biotita que se inmiscuyen en el complejo estratificado de las montañas Glen. Estos plutones contienen varias capas distintas, como dioritas de biotita-hornblenda-cuarzo ricas en hierro , capas de tonalita y capas de gabro de olivino. También están presentes pegmatitas que muestran alteración deutérica. Estas características son congruentes con el magma gabroico hidratado y poco profundo. Sin embargo, esto está en contradicción con el complejo estratificado de las Montañas Glen, y por lo tanto se plantea la hipótesis de que los dos subgrupos se formaron a partir de cuerpos magmáticos separados, uno de los cuales es anhidro y el otro es hidratado. [2]
Los diques de diabasa tardía son diques basálticos porfídicos de grano fino que atraviesan el área del aulacógeno del sur de Oklahoma. Debido a que los diques intruyen tan comúnmente casi todos los tipos de rocas ígneas, generalmente se acepta que están asociados con la fase final de la actividad ígnea en un área, particularmente una grieta. Sin embargo, la estructura única de los diques de diabasa tardía sugiere que su intrusión ocurrió simultáneamente con todo el período de grieta. La estructura de los diques es única en el sentido de que el depósito parcialmente fundido de granito de Mount Scott está intruido junto a uno de los diques, lo que indica una temperatura ambiente alta durante su intrusión, lo que indica que la intrusión del dique de diabasa ocurrió casi inmediatamente después de la intrusión del granito de Mount Scott. Esto, junto con fragmentos de diques de diabasa encontrados dentro de otras unidades de granito locales, parece ser consistente con la hipótesis de la intrusión simultánea de diques. Los diques se pueden clasificar en tres grupos debido a sus conjuntos minerales. Estos grupos son microdiorita, microgabro y diabasa tardía. Los diques de microdiorita están compuestos generalmente de anfíbol y plagioclasa sódica. Los diques de microgabro están compuestos principalmente de olivino y biotita. Los diques de diabasa tardía contienen augita y plagioclasa cálcica. [2]
Rocas félsicas
Las rocas félsicas del aulacógeno del sur de Oklahoma se dividen en dos unidades principales: el grupo de riolita Carlton y el grupo de granito Wichita. Hay un cambio de textura distintivo en las capas de granito: las capas depositadas anteriormente tienen un grano muy fino en comparación con las capas de granito posteriores, de grano grueso. [11]
El Grupo de Riolita Carlton es una secuencia muy gruesa de flujos subaéreos , tobas , flujos de basalto y aglomerados, expuestos en la superficie como capas tabulares que varían en espesor de 80 a 400 metros. Sin embargo, la Riolita Carlton se ha formado en secuencias excepcionalmente gruesas de estas capas tabulares, a veces tan gruesas como dos kilómetros. [12] Hay afloramientos limitados de las riolitas Carlton en el área, pero es bastante expansiva bajo la superficie. Usando datación U-Pb , la edad de la Riolita Carlton se ha establecido en alrededor de 500 a 550 millones de años. El análisis geotermométrico de circón sugiere que la Riolita Carlton cristalizó a una temperatura de alrededor de 950 °C. El Grupo de Riolita Carlton también contiene variaciones de alta temperatura de vug - cuarzo como β- cristobalita . Esto sugiere que el magma original de la riolita Carlton era una lava félsica de alta temperatura . La riolita Carlton contiene cristales relativamente grandes de varios minerales félsicos, como plagioclasa, cuarzo y feldespato alcalino , aunque también contiene cantidades limitadas de minerales máficos como el piroxeno. [2]
El Grupo de granito de Wichita es una sección de extensas láminas graníticas, la más larga de las cuales se extiende por más de 55 km pero tiene solo 0,5 km de espesor. [13] El Grupo de granito de Wichita está dispuesto a lo largo de los contactos del grupo con otros grupos de rocas en el área, específicamente el GMLC y el Grupo de riolita Carlton. Esta secuencia de granito tiene contactos únicos con estos dos grupos. Corta transversalmente el grupo de riolita Carlton y tiene diques intrusivos que se introducen en el complejo estratificado de las montañas Glen, y puede fusionarse parcialmente con capas en el grupo de gabro de las montañas Raggedy, ya que se han encontrado rocas híbridas máficas y félsicas cerca del contacto entre ellas. En general, el Grupo de granito de Wichita está compuesto de feldespato alcalino de grano medio a fino, aunque se encuentran algunas unidades de granitos de grano grueso. [2]
Se ha planteado la posibilidad de que se haya producido una intrusión máfica correspondiente para producir estas rocas félsicas, ya sea por fusión parcial de la corteza adyacente o por cristalización fraccionada del propio magma máfico. Gilbert (1982) [10] sugiere que un cuerpo ígneo relacionado con los diques de diabasa tardía puede ser el responsable, a pesar de las diferencias geoquímicas entre los diques "húmedos" y las rocas félsicas "secas". Gilbert también señala que la existencia prevista de un magma máfico precursor félsico excluye la suposición de que la anomalía gravitacional positiva de Bouguer se deba únicamente a las rocas máficas que se observan actualmente en el aulacógeno. [10]
Importancia para la exploración petrolera
Debido a su estructura y fallas únicas, el área dentro y alrededor del aulacógeno desarrolló cuencas muy profundas (como la cuenca de Anadarko ), formando excelentes fuentes de petróleo. Los depósitos de rocas ígneas a menudo forman las paredes colgantes de las fallas inversas anticlinales en esta área, lo que lleva a una cantidad inusual de pozos de petróleo perforados en ellas para acceder a las capas de roca que contienen petróleo debajo. [13] Un gráfico de la historia geotérmica del Aulacógeno del sur de Oklahoma sugiere que las secciones de roca en el área pueden haber estado, en un punto, en el rango de temperatura de la "ventana líquida", el rango de temperaturas que son ideales para la formación de petróleo. Las isotermas de esta ventana varían de 65 °C a 150 °C. Esto sugiere además que el área puede haber servido como un lecho de formación de petróleo antes de un pulso de migración de fluidos del Ordovícico tardío . [14]
Referencias
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