La komatiíta / k oʊ ˈ m ɑː t i ˌ aɪ t / es un tipo de roca volcánica derivada del manto ultramáfico que se define como cristalizada a partir de una lava de al menos un 18 % en peso de óxido de magnesio (MgO). [1] Se clasifica como una "roca picrítica". Las komatiítas tienen un bajo contenido de silicio , potasio y aluminio , y un contenido de magnesio alto a extremadamente alto . La komatiíta recibió su nombre por su localidad tipo a lo largo del río Komati en Sudáfrica, [2] y con frecuencia muestra una textura spinifex compuesta por grandes placas dendríticas de olivino y piroxeno . [3]
Las komatititas son rocas raras; casi todas las komatititas se formaron durante el Eón Arcaico (hace 4.03–2.5 mil millones de años), con pocos ejemplos más jóvenes ( Proterozoico o Fanerozoico ) conocidos. Se cree que esta restricción en la edad se debe al enfriamiento del manto, que puede haber sido 100–250 °C (212–482 °F) más caliente durante el Arcaico. [4] [5] La Tierra primitiva tenía una producción de calor mucho mayor, debido al calor residual de la acreción planetaria , así como a la mayor abundancia de isótopos radiactivos , particularmente los de vida más corta como el uranio 235 que produce más calor de desintegración . Los fundidos del manto de temperatura más baja, como el basalto y la picrita, han reemplazado esencialmente a las komatititas como lava eruptiva en la superficie de la Tierra.
Geográficamente, las komatititas se distribuyen predominantemente en áreas de escudos arcaicos y se encuentran con otras rocas volcánicas ultramáficas y máficas con alto contenido de magnesio en los cinturones de rocas verdes arcaicos . Las komatititas 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 komatitita proterozoica se encuentra en el cinturón de komatitita de Winnipegosis en Manitoba , Canadá.
Los magmas de composiciones komatiíticas 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 requeridas para producir komatiíta 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 de las plumas hawaianas a ~1200 °C, que fluye como la melaza o la miel, la lava komatítica habría fluido rápidamente por la superficie, dejando coladas de lava extremadamente delgadas (de hasta 10 mm de espesor). Por lo tanto, se considera que las principales secuencias komatíticas preservadas en las rocas arqueanas son tubos de lava , estanques de lava, etc., donde se acumuló la lava komatítica.
La química de la komatiita es diferente a la de los magmas basálticos y otros magmas comunes producidos en el manto, debido a las diferencias en los grados de fusión parcial . Se considera que las komatiitas se formaron por altos grados de fusión parcial, generalmente mayores del 50%, y por lo tanto tienen un alto contenido de MgO con un bajo contenido de K 2 O y otros elementos incompatibles .
Existen dos clases geoquímicas de komatiita: komatiita sin agotamiento de aluminio (AUDK) (también conocida como komatiitas del Grupo I) y komatiita sin agotamiento de aluminio (ADK) (también conocida como komatiitas del Grupo II), definidas por sus proporciones Al2O3 / TiO2 . 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 sin agotamiento de aluminio 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 agotamiento de aluminio 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 un solo flujo de komatiita puede derivarse de la mezcla de magmas parentales con un rango de proporciones Al2O3 / TiO2 , poniendo en duda esta interpretación de las formaciones de los diferentes grupos de komatiita. [10] Las komatiitas probablemente se forman en penachos del manto extremadamente calientes [11] o en zonas de subducción arqueanas. [12]
El magmatismo de la boninita es similar al magmatismo de la komatita, pero se produce por fusión con flujo de fluido por encima de una zona de subducción . Las boninitas con un 10-18 % de MgO tienden a tener elementos litófilos de iones grandes (LILE: Ba , Rb , Sr ) más que las komatitas.
La mineralogía volcánica prístina de las komatititas está compuesta de olivino forsterítico (Fo90 y superior), piroxeno cálcico y a menudo cromiano , anortita (An85 y superior) y cromita .
Una considerable población de ejemplares de komatiita muestra una textura y morfología acumulada . La mineralogía acumulada habitual es la de olivino de forsterita , muy rica en magnesio , aunque también son posibles los acumulaciones de piroxeno cromiano (aunque más raras).
Las rocas volcánicas ricas en magnesio pueden producirse por acumulación de fenocristales de olivino en basalto fundido de química normal: un ejemplo es la picrita . Parte de la evidencia de que las komatitas 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 , [13] que crece en grupos con formas similares.
Otra línea de evidencia es que el contenido de MgO de los olivinos formados en komatititas se acerca a la composición casi pura de MgO de la forsterita, lo que solo se puede lograr en masa mediante la cristalización de olivino a partir de una masa fundida altamente magnésica.
Las zonas de brechas superiores y márgenes de almohadas, raramente preservadas en algunos flujos de komatitita, son esencialmente vidrio volcánico, enfriado en contacto con agua o aire suprayacentes. Debido a que se enfrían rápidamente, representan la composición líquida de las komatititas y, por lo tanto, registran un contenido de MgO anhidro de hasta 32% de MgO. Algunas de las komatititas magnésicas más altas con una clara preservación de la textura son las del cinturón de Barberton en Sudáfrica, donde se pueden inferir líquidos con hasta 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 va desde una base de flujo compuesta por olivino acumulado, hasta una zona con textura de spinifex compuesta por 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 komatitas incluyen olivino, los piroxenos augita , pigeonita y bronzita , 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 hidrogrosular .
Todas las komatitas conocidas han sufrido metamorfosis , por lo que técnicamente deberían denominarse "metakomatiítas", aunque inevitablemente se asume el prefijo meta. Muchas komatitas están muy alteradas y serpentinizadas o carbonatadas debido al metamorfismo y el metasomatismo . Esto da como resultado cambios significativos en la mineralogía y la textura.
La mineralogía metamórfica de las rocas ultramáficas, en particular las komatitas, está controlada sólo parcialmente por la composición. El carácter de los fluidos connatos que están presentes durante el metamorfismo de baja temperatura, ya sea progrado o retrógrado, controla el conjunto metamórfico de una metakomatita ( en adelante se asume el prefijo meta- ).
El factor que controla el ensamblaje mineral es la presión parcial de dióxido de carbono dentro del fluido metamórfico, llamado XCO2 . Si XCO2 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 XCO2 de 0,5, las reacciones metamórficas en presencia de agua favorecen la producción de serpentinita .
Existen, por tanto, 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 trazas de talco, tremolita y dolomita, ya que es muy raro que no haya dióxido de carbono presente en los fluidos metamórficos. En los grados metamórficos más altos, la antofilita , la enstatita , el olivino y el diópsido dominan a medida que la masa rocosa se deshidrata.
La komatiita tiende a fraccionarse desde composiciones con alto contenido de magnesio en las bases del flujo donde predominan los acumulados de olivino, hasta composiciones con menor contenido de magnesio en las partes más altas del 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 volcanológica y posición estratigráfica.
La mineralogía metamórfica típica es tremolita - clorita , o talco -clorita en las zonas superiores del spinifex. Las facies de base de flujo más ricas en magnesio, olivino, tienden a estar libres de mineralogía de tremolita y clorita y están dominadas por serpentina - brucita +/- antofilita si está hidratada, o talco- magnesita si está carbonatada. 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 de la IUGS : [14]
Cuando se cumple lo anterior, pero el TiO2 es más del 1 % en peso, se clasifica como meimequita.
Una roca volcánica similar con alto contenido de Mg es la boninita , que tiene entre un 52 y un 63 % en peso de SiO 2 , más de un 8 % en peso de MgO y menos de un 0,5 % en peso de TiO 2 .
La clasificación geoquímica anterior debe ser la química del magma esencialmente inalterada y no el resultado de la acumulación de cristales (como en el caso de la peridotita ). A través de una secuencia de flujo de komatiita típica, la química de la roca cambiará de acuerdo con el fraccionamiento interno que ocurre durante la erupción. Esto tiende a reducir 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 lamprófiras , kimberlitas u otras rocas ultramáficas, potásicas o ultrapotásicas raras.
Las komatiitas a menudo muestran una estructura de lava almohadillada , márgenes superiores autobrechificados consistentes con erupciones submarinas que forman una capa superior rígida para los flujos de lava. Las facies volcánicas proximales son más delgadas y están intercaladas con sedimentos sulfídicos, lutitas negras, sílex y basaltos toleíticos . Las komatiitas se produjeron a partir de un manto relativamente húmedo . La evidencia de esto es su asociación con félsicos , ocurrencias de tobas komatíticas , anomalías de niobio y mineralizaciones ricas en S y H 2 O.
Una textura común y distintiva se conoce como textura spinifex y consiste en fenocristales aciculares largos de olivino (o pseudomorfos de minerales de alteración posteriores al olivino) o piroxeno que le dan a la roca una apariencia de cuchillas, especialmente en una superficie meteorizada. La textura spinifex es el resultado de la cristalización rápida de líquido altamente magnésico en el gradiente térmico en el margen del flujo o umbral .
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 , 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 gruesos de komatiita, por ejemplo en el cinturón de piedra verde Norseman-Wiluna de Australia Occidental, en el que se ha producido la cristalización de acumulaciones . [18]
Se interpreta que la morfología del volcán komatitita 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 komatititas expulsa menos materiales magnésicos.
Sin embargo, se interpreta que el flujo inicial de los magmas más magnésicos forma una facie de flujo canalizado, que se concibe como un respiradero de fisura que libera lava komatítica altamente fluida hacia la superficie. Esta luego fluye hacia afuera desde la fisura del respiradero, concentrándose en depresiones topográficas y formando entornos de canal compuestos de acumulados de olivino con alto contenido de MgO flanqueados por delantales de "facies de flujo laminar" de láminas de spinifex de flujo delgado con piroxeno y olivino con menor contenido de MgO.
El flujo de lava komatiíta típico tiene seis elementos relacionados estratigráficamente;
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 las facies de flujo delgado distal, las zonas B están poco desarrolladas o ausentes, ya que no existía suficiente líquido que fluyera a través de ellas para hacer crecer el acumulado.
El canal y los flujos laminares se cubren luego con basaltos con alto contenido de magnesio y basaltos toleíticos a medida que el evento volcánico evoluciona hacia composiciones con menor contenido de magnesio. El magmatismo subsiguiente, compuesto por fundidos con mayor contenido de sílice, tiende a formar una arquitectura de volcán escudo más típica.
El magma komatiítico es extremadamente denso y es poco probable que alcance la superficie, ya que es más probable que se acumule en zonas más bajas de la corteza. Las interpretaciones modernas (posteriores a 2004) de algunos de los cuerpos de olivino acumulado más grandes en el cratón de Yilgarn han revelado que es probable que la mayoría de los cuerpos de olivino acumulado en komatiítico sean de naturaleza subvolcánica o 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 deformación. [19] Las interpretaciones anteriores de estos grandes cuerpos de komatiita eran que eran "supercanales" o canales reactivados, que crecieron hasta más de 500 m de espesor estratigráfico durante el vulcanismo prolongado.
Estas intrusiones se consideran umbrales canalizados , formados por la inyección de magma komatítico en la estratigrafía y la inflación de la cámara magmática. Los cuerpos de acumulación de olivino mineralizados con níquel de valor económico pueden representar una forma de conducto similar a un umbral, donde el magma se acumula en una cámara de almacenamiento antes de salir a la superficie.
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 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.