_4.jpg/1280px-Chromitic_serpentinite_(Little_Port_Complex,_Bay_of_Islands_Ophiolite,_Middle_Cambrian,_505_Ma;_Springer's_Hill_outcrop,_Lewis_Hills,_Newfoundland)_4.jpg)
Una ofiolita es una sección de la corteza oceánica de la Tierra y del manto superior subyacente que ha sido elevada y expuesta, y a menudo colocada sobre rocas de la corteza continental .
La palabra griega ὄφις, ophis ( serpiente ) se encuentra en el nombre de las ofiolitas, debido a la textura superficial de algunas de ellas. La serpentinita evoca especialmente una piel de serpiente. (El sufijo -lite proviene del griego lithos , que 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 cadenas montañosas 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 fundacionales de la tectónica de placas , y las ofiolitas siempre han desempeñado un papel central en la teoría de la tectónica de placas y la interpretación de las cadenas montañosas antiguas.
La secuencia de tipo estratigráfico observada en las ofiolitas corresponde a los procesos de formación de litosfera en las dorsales oceánicas . De arriba a abajo, las capas de la secuencia son:
En 1972, en una conferencia de Penrose de la Sociedad Geológica de América sobre ofiolitas, se definió el término "ofiolita" para incluir todas las capas enumeradas anteriormente, incluida la capa de sedimento formada independientemente del resto de la ofiolita. [1] Esta definición ha sido cuestionada recientemente porque nuevos estudios de la corteza oceánica realizados por el Programa Integrado de Perforaciones Oceánicas y otros cruceros de investigación han demostrado que la corteza oceánica in situ puede ser bastante variable en espesor y composición, y que en algunos lugares los diques en láminas se asientan directamente sobre tectonita de peridotita , sin gabros intermedios .
Se han identificado ofiolitas en la mayoría de los cinturones orogénicos del mundo . [2] Sin embargo, dos componentes de la formación de ofiolitas están en debate: el origen de la secuencia y el mecanismo de emplazamiento de las ofiolitas. El emplazamiento es el proceso de elevación de la secuencia sobre una corteza continental de menor densidad. [3]
Varios estudios apoyan la conclusión de que las ofiolitas se formaron como litosfera oceánica . Los estudios de estructura de velocidad sísmica han proporcionado la mayor parte del conocimiento actual sobre la composición de la corteza oceánica. Por esta razón, los investigadores llevaron a cabo un estudio sísmico en un complejo ofiolítico ( Bahía de las Islas, Terranova ) para establecer una comparación. El estudio concluyó que las estructuras de velocidad oceánica y ofiolítica eran idénticas, lo que apunta al origen de los complejos ofiolíticos como corteza oceánica. [4] 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 silicio y titanio hasta oligoelementos. Las rocas del fondo marino y las ofiolíticas comparten una baja ocurrencia de minerales ricos en sílice; los presentes tienen un alto contenido de sodio y bajo contenido de potasio. [5] Los gradientes de temperatura de la metamorfosis de las lavas almohadilladas y los diques ofiolíticos son similares a los que se encuentran debajo de las dorsales oceánicas en la actualidad. [5] La evidencia de los depósitos de minerales metálicos presentes en y cerca de ofiolitas y de los isótopos de oxígeno e hidrógeno sugiere que el paso del agua de mar a través del basalto caliente en las proximidades de las dorsales disolvió y transportó elementos que precipitaron como sulfuros cuando el agua de mar calentada entró en contacto con agua de mar fría. El mismo fenómeno ocurre cerca de las dorsales oceánicas en una formación conocida como respiraderos hidrotermales . [5] La última línea de evidencia que apoya 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 alejadas de los sedimentos de origen terrestre. [5] 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 de Wilson completo antes de su emplazamiento como ofiolita. Esto requiere que las ofiolitas sean mucho más antiguas que las orogenias en las que se encuentran y, por lo tanto, antiguas y frías. Sin embargo, la datación radiométrica y estratigráfica ha descubierto que las ofiolitas se han colocado cuando eran jóvenes y calientes: [5] la mayoría tienen menos de 50 millones de años. [6] Por lo tanto, las ofiolitas no pueden haber seguido el ciclo de Wilson completo y se consideran corteza oceánica atípica.
Aún no hay consenso sobre la mecánica del emplazamiento, el proceso por el cual la corteza oceánica se eleva hasta los márgenes continentales a pesar de la densidad relativamente baja de estos últimos. No obstante, todos los procedimientos de emplazamiento comparten los mismos pasos: inicio 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. [7]
Una hipótesis basada en investigaciones realizadas en el complejo de la Bahía de las Islas en Terranova, así como en el complejo Vardar Oriental en los Montes Apuseni de Rumania [8], sugiere que un margen continental irregular que colisiona con un complejo de arco de islas causa la generación de ofiolitas en una cuenca de arco posterior y obducción debido a la compresión. [9] El margen continental, los promontorios y los reentrantes a lo largo de su longitud, están unidos a la corteza oceánica en subducción, que se aleja de él por debajo del complejo de arco de islas. A medida que se produce la subducción, el continente flotante y el complejo de arco de islas convergen, chocando inicialmente con los promontorios. Sin embargo, la corteza oceánica todavía está en la superficie entre los promontorios, ya que aún no ha sido subducida debajo del arco de islas. 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 fosa sea mayor que la de la progresión del complejo de arco insular, se producirá un retroceso de la fosa y, en consecuencia, se producirá una extensión de la placa superior para permitir que el complejo de arco insular coincida con la velocidad de retroceso de la fosa. La extensión, una cuenca de trasarco, genera corteza oceánica: ofiolitas. Finalmente, cuando la litosfera oceánica está completamente subducida, el régimen extensional del complejo de arco insular se vuelve compresivo. La corteza oceánica caliente y positivamente flotante de la extensión no se subducirá, sino que se obducirá sobre el arco insular como una ofiolita. A medida que persista la compresión, la ofiolita se emplaza sobre el margen continental. [9] Según los análisis de isótopos de Sr y Nd, las ofiolitas tienen una composición similar a los basaltos de las dorsales oceánicas, pero suelen tener 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 trasarco de una zona de subducción.
La generación y subducción de ofiolitas también se puede explicar, como lo sugiere la evidencia de la ofiolita de la Cordillera Costera de California y Baja California, por un cambio en la ubicación y polaridad de la subducción. [10] La corteza oceánica unida a un margen continental se subduce debajo de un arco insular. 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 de arco posterior, que se inclina 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. [10] La verificación de las dos hipótesis anteriores requiere más investigación, al igual que las otras hipótesis disponibles en la literatura actual sobre el tema.
Los científicos han perforado sólo 1,5 km en la corteza oceánica, que tiene un espesor de entre 6 y 7 kilómetros, por lo que la comprensión científica de la corteza oceánica proviene en gran medida de la comparación de la estructura de las ofiolitas 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 mencionada anteriormente. Pero en detalle hay problemas, ya que muchas ofiolitas exhiben acumulaciones más delgadas de roca ígnea que las que se infieren 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 oceánicas ha revelado sólo unas pocas cámaras de magma debajo de las dorsales, y estas son bastante delgadas. Unas pocas perforaciones profundas en la corteza oceánica han interceptado gabro, pero no está estratificado como el gabro ofiolítico. [ cita requerida ]
La circulación de fluidos hidrotermales a través de la corteza oceánica joven provoca la serpentinización , la alteración de las peridotitas y la alteración de los minerales en los gabros y basaltos a conjuntos de temperaturas más bajas. Por ejemplo, la plagioclasa , los piroxenos y el olivino en los diques en láminas y las lavas se alterarán a 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 fumaderos negros relictos , que continúan operando dentro de los centros de expansión del fondo marino de las dorsales oceánicas en la actualidad. [ cita requerida ]
Por lo tanto, hay razones para creer que las ofiolitas son de hecho manto y corteza oceánica; sin embargo, surgen ciertos problemas cuando se observa más de cerca. Más allá de los problemas de espesor de capa mencionados anteriormente, surge un problema relacionado con las diferencias de composición de sílice (SiO 2 ) y titania (TiO 2 ). Los contenidos de basalto de ofiolita los colocan en el dominio de las zonas de subducción (~ 55% de sílice, < 1% de TiO 2 ), mientras que los basaltos de las dorsales oceánicas suelen tener ~ 50% de sílice y 1,5-2,5% de TiO 2 . Estas diferencias químicas se extienden también a una gama de oligoelementos (es decir, elementos químicos que se encuentran en cantidades de 1000 ppm o menos). En particular, los oligoelementos asociados con los volcanes de la zona de subducción (arco de islas) tienden a ser altos en las ofiolitas, mientras que los oligoelementos que son altos en los basaltos de las dorsales oceánicas pero bajos en los volcanes de la zona de subducción también son bajos en las ofiolitas. [11]
Además, el orden de cristalización del feldespato y el piroxeno (clino- y ortopiroxeno) en los gabros está invertido, y las ofiolitas también parecen tener una complejidad magmática multifásica a la par de las zonas de subducción. De hecho, hay cada vez más evidencia de que la mayoría de las ofiolitas se generan cuando comienza la subducción y, por lo tanto, representan fragmentos de litosfera de antearco . Esto llevó a la introducción del término ofiolita de "zona de suprasubducción" (SSZ) 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 ofiolitas que se pensaba que estaban relacionadas con la expansión del fondo marino (Troodos en Chipre , Semail en Omán ) eran ofiolitas "SSZ", formadas por la rápida extensión de la corteza de antearco durante el inicio de la subducción. [12]
Un entorno de antearco para la mayoría de las ofiolitas también resuelve el problema, por lo demás desconcertante, 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 hacia una zona de subducción, la atascarán y harán que cese la subducción, lo que dará como resultado el rebote del prisma de acreción con la litosfera de antearco (ofiolita) sobre él. Las ofiolitas con composiciones comparables con entornos eruptivos de tipo punto caliente o basalto de dorsal mediooceánico normal son raras, y esos ejemplos generalmente están fuertemente desmembrados en complejos de acreción de la zona de subducción. [ cita requerida ]
Las ofiolitas son comunes en los cinturones orogénicos de la era Mesozoica , como los formados por el cierre del océano de Tetis . Las ofiolitas en los dominios Arcaico y Paleoproterozoico son raras. [13]
La mayoría de las ofiolitas se pueden dividir en uno de dos grupos: Tethys y Cordilleran. Las ofiolitas Tethys son características de las que se encuentran en el área del mar Mediterráneo oriental, por ejemplo, Troodos en Chipre, y en Oriente Medio, como Semail en Omán, que consisten en series de rocas relativamente completas que corresponden al conjunto ofiolítico clásico y que se han emplazado en un margen continental pasivo más o menos intacto (Tethys es el nombre que se le da al 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 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 las ofiolitas en los Andes meridionales de América del Sur. A pesar de sus diferencias en el modo de emplazamiento, ambos tipos de ofiolitas son exclusivamente de origen de la zona de suprasubducción (SSZ). [14]
Según el modo de ocurrencia, las ofiolitas del Neoproterozoico parecen mostrar características tanto de las ofiolitas de tipo basalto de dorsal mesoceánico (MORB) como de las de tipo SSZ y se clasifican de más antiguas a más jóvenes en: (1) ofiolitas intactas MORB (MIO); (2) ofiolitas desmembradas (DO); y (3) ofiolitas asociadas al arco (AAO) (El Bahariya, 2018). En conjunto, las ofiolitas investigadas del Desierto Centro-Oriental (CED) se dividen en ofiolitas MORB/basalto de cuenca de arco posterior (BABB) y ofiolitas SSZ. No están relacionadas espacial ni temporalmente y, por lo tanto, parece probable que los dos tipos no estén relacionados petrogenéticamente . Las ofiolitas se encuentran en diferentes entornos geológicos y representan un cambio del entorno tectónico de las ofiolitas de MORB a SSZ con el tiempo.
El término ofiolita se originó a partir de publicaciones de Alexandre Brongniart en 1813 y 1821. En la primera, utilizó ofiolita para las rocas serpentinitas encontradas en brechas a gran escala llamadas mélanges . [15] [16] En la segunda publicación, amplió la definición para abarcar una variedad de rocas ígneas , como gabro , diabasa , rocas ultramáficas y volcánicas . [16] 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. [16] Tras el trabajo 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 sílex . [16] 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 . [17] Una observación clave de Steinmann fue que las ofiolitas estaban asociadas a rocas sedimentarias que reflejaban antiguos ambientes de aguas profundas. [16] El mismo Steinmann interpretó las ofiolitas (la Trinidad) utilizando el concepto de geosinclinal . [18] Sostuvo que las ofiolitas alpinas eran "efusiones submarinas que emitían a lo largo de fallas inversas hacia el flanco activo de un geosinclinal que se acortaba asimétricamente". [19] La aparente falta de ofiolitas en los Andes peruanos , teorizó Steinmann, se debía a que los Andes estaban precedidos por un geosinclinal poco profundo o representaban solo el margen de un geosinclinal. [18] Por lo tanto, las montañas de tipo cordillerano y de tipo alpino debían ser diferentes en este sentido. [18] En los modelos de Hans Stille , un tipo de geosinclinal llamado eugeosinclinal se caracterizaba por producir un "magmatismo inicial" que en algunos casos correspondía a un magmatismo ofiolítico. [18]
A medida que la teoría tectónica de placas prevaleció en la geología [1] y la teoría geosinclinal quedó obsoleta [20], las ofiolitas se interpretaron en el nuevo marco. [1] Se las reconoció como fragmentos de litosfera oceánica , y los diques se consideraron el resultado de la tectónica extensional en las dorsales oceánicas . [1] [21] Las rocas plutónicas encontradas en las ofiolitas se entendieron como restos de antiguas cámaras de magma. [1]
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 . [22]
Ejemplos de ofiolitas que han sido influyentes en el estudio de estos cuerpos rocosos son:
