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Una ofiolita es una sección de la corteza oceánica de la Tierra y el manto superior subyacente que ha sido elevado y expuesto y, a menudo, emplazado sobre rocas de la corteza continental .
La palabra griega ὄφις, ophis ( serpiente ), se encuentra en el nombre de las ofiolitas, por la textura superficial de algunas de ellas. La serpentinita recuerda especialmente a la 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 numerosos macizos montañosos , permaneció incierto hasta la aparición de la teoría de las placas tectónicas .
Su gran importancia se relaciona con su presencia en cinturones montañosos como los Alpes y el Himalaya , donde documentan la existencia de antiguas cuencas oceánicas que ahora han sido consumidas por subducción . Esta idea fue uno de los pilares fundadores 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 los antiguos cinturones montañosos.
La secuencia estratigráfica observada en las ofiolitas corresponde a los procesos de formación de la litosfera en las dorsales oceánicas . De arriba a abajo, las capas de la secuencia son:
Una conferencia Penrose de la Sociedad Geológica de América sobre ofiolitas en 1972 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 Perforación Oceánica 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 laminados 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, se debaten dos componentes de la formación de ofiolitas: el origen de la secuencia y el mecanismo de colocación 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 la estructura de la velocidad sísmica han proporcionado la mayor parte del conocimiento actual sobre la composición de la corteza oceánica. Por este motivo, los investigadores llevaron a cabo un estudio sísmico en un complejo de ofiolitas ( Bahía de las Islas, Terranova ) con el fin de establecer una comparación. El estudio concluyó que las estructuras de velocidad oceánica y ofiolítica eran idénticas, lo que apunta al origen de los complejos de ofiolita 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 el silicio y el titanio hasta oligoelementos. El fondo marino y las rocas ofiolíticas comparten una baja presencia de minerales ricos en sílice; los presentes tienen un alto contenido de sodio y un bajo contenido de potasio. [5] Los gradientes de temperatura de la metamorfosis de las lavas almohadilladas ofiolíticas y los diques son similares a los que se encuentran hoy debajo de las dorsales oceánicas. [5] La evidencia de los depósitos de minerales metálicos presentes en y cerca de las 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 crestas se 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: fueron depositados en agua a más de 2 km de profundidad, muy lejos 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 completo de Wilson antes de su emplazamiento como ofiolita. Esto requiere que las ofiolitas sean mucho más antiguas que las orogenias sobre las que se encuentran y, por tanto, viejas y frías. Sin embargo, la datación radiométrica y estratigráfica ha descubierto que las ofiolitas se emplazaron 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 completo de Wilson y se consideran corteza oceánica atípica.
Todavía no hay consenso sobre la mecánica del emplazamiento, el proceso por el cual la corteza oceánica se eleva hacia los márgenes continentales a pesar de la densidad relativamente baja de estos últimos. Sin embargo, todos los procedimientos de emplazamiento comparten los mismos pasos: inicio de la subducción , empuje de la ofiolita sobre un margen continental o una placa suprayacente en una zona de subducción y contacto con el aire. [7]
Una hipótesis basada en una investigación realizada en el complejo Bay of Islands en Terranova, así como en el complejo East Vardar en las montañas Apuseni de Rumania [8] sugiere que un margen continental irregular que choca con un complejo de arco de islas provoca la generación de ofiolita en un arco posterior. cuenca y obducción por compresión. [9] El margen continental, promontorios y reentrantes a lo largo de su longitud, está adherido a la corteza oceánica en subducción, que se aleja de ella debajo del complejo del 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 se encuentra en la superficie entre los promontorios y aún no se ha subducido debajo del arco de la isla. Se cree que la corteza oceánica en subducción se separa del margen continental para ayudar a la subducción. En el caso de que la velocidad de retirada de la trinchera sea mayor que la de la progresión del complejo de arco de islas, se producirá un retroceso de la trinchera y, en consecuencia, se producirá una extensión de la placa superior para permitir que el complejo de arco de islas iguale la velocidad de retirada de la trinchera. La extensión, una cuenca de arco posterior, genera corteza oceánica: las ofiolitas. Finalmente, cuando la litosfera oceánica está completamente subducida, el régimen extensional del complejo del arco de islas se vuelve compresivo. La corteza oceánica caliente y positivamente flotante de la extensión no se subducirá, sino que se obducirá hacia el arco de la isla como una ofiolita. Como persiste la compresión, la ofiolita se emplaza en el margen continental. [9] Según los análisis de isótopos de Sr y Nd, las ofiolitas tienen una composición similar a la de los basaltos de las dorsales oceánicas, pero normalmente tienen elementos litófilos de iones grandes ligeramente elevados y un agotamiento de Nb. Estas firmas químicas respaldan que las ofiolitas se hayan formado en una cuenca de arco posterior de una zona de subducción.
La generación y subducción de ofiolitas también pueden explicarse, como lo sugiere la evidencia de la ofiolita de la Cordillera Costera de California y Baja California, por un cambio en la ubicación y la polaridad de la subducción. [10] La corteza oceánica unida a un margen continental se subduce debajo de un arco de islas. La corteza oceánica preofiolítica es generada por una cuenca de arco posterior. La colisión del continente y el arco de islas inicia una nueva zona de subducción en la cuenca del arco posterior, hundiéndose 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 ) mediante 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 alrededor de 1,5 kilómetros en la corteza oceánica de 6 a 7 kilómetros de espesor, por lo que la comprensión científica de la corteza oceánica proviene en gran medida de la comparación de la estructura de las ofiolitas con sondeos sísmicos de la corteza oceánica in situ . La corteza oceánica generalmente tiene una estructura de velocidades 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 de roca ígnea más delgadas 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 las ofiolitas requiere grandes cámaras de magma debajo de las dorsales oceánicas. Sin embargo, los sondeos sísmicos de las dorsales en medio del océano han revelado sólo unas pocas cámaras de magma debajo de las dorsales, y éstas son bastante delgadas. Unos cuantos agujeros profundos en la corteza oceánica han interceptado gabro, pero no tiene capas como el gabro ofiolita. [ cita necesaria ]
La circulación de fluidos hidrotermales a través de la corteza oceánica joven provoca serpentinización , alteración de las peridotitas y alteración de minerales en los gabros y basaltos a conjuntos de temperaturas más bajas. Por ejemplo, la plagioclasa , los piroxenos y el olivino en los diques y lavas recubiertos se transformarán en albita , clorita y serpentina , respectivamente. A menudo, cuerpos minerales como depósitos de sulfuro ricos en hierro se encuentran sobre epidositos altamente alterados ( epidota - rocas de cuarzo ) que son evidencia de fumadores negros relictos , que continúan operando dentro de los centros de expansión del fondo marino de las dorsales oceánicas en la actualidad. [ cita necesaria ]
Por tanto, hay motivos para creer que las ofiolitas son en realidad manto y corteza oceánicos; sin embargo, surgen ciertos problemas al mirar más de cerca. Más allá de las cuestiones de espesores de capa mencionadas anteriormente, surge un problema relacionado con las diferencias de composición de sílice (SiO 2 ) y titania (TiO 2 ). Los contenidos de basalto ofiolita los ubican en el dominio de las zonas de subducción (~55 % de sílice, <1 % de TiO 2 ), mientras que los basaltos de las dorsales oceánicas típicamente tienen ~50 % de sílice y 1,5 a 2,5 % de TiO 2 . Estas diferencias químicas se extienden también a una variedad 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 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 ofiolitas. [11]
Además, el orden de cristalización del feldespato y el piroxeno (clino y ortopiroxeno) en los gabros se invierte, y las ofiolitas también parecen tener una complejidad magmática multifásica a la par de las zonas de subducción. De hecho, cada vez hay más pruebas de que la mayoría de las ofiolitas se generan cuando comienza la subducción y, por tanto, representan fragmentos de la litosfera del antearco . Esto llevó a la introducción del término ofiolita "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 apariciones 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 del antearco durante el inicio de la subducción. [12]
Una configuración de antearco para la mayoría de las ofiolitas también resuelve el, de otro modo, desconcertante problema de cómo se puede colocar la litosfera oceánica sobre la corteza continental. Parece que los sedimentos de acreción continental, si son transportados por la placa descendente a una zona de subducción, la atascarán y provocarán que cese la subducción, lo que provocará el rebote del prisma de acreción con la litosfera de antearco (ofiolita) encima. Las ofiolitas con composiciones comparables con entornos eruptivos de tipo hotspot o basalto normal de dorsales oceánicas son raras, y esos ejemplos generalmente están fuertemente desmembrados en complejos de acreción de zonas de subducción. [ cita necesaria ]
Las ofiolitas son comunes en cinturones orogénicos de edad mesozoica , como los formados por el cierre del océano 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: Tethyan y Cordilleran. Las ofiolitas de Tethyan son características de las que se encuentran en la zona del mar Mediterráneo oriental, por ejemplo, Troodos en Chipre, y en el Medio Oriente, como Semail en Omán, que consisten en series de rocas relativamente completas que corresponden al conjunto de ofiolitas clásico y que han sido emplazadas sobre un margen continental pasivo más o menos intacto (Tetis es el nombre dado 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 del sur de América del Sur. A pesar de sus diferencias en el modo de emplazamiento, ambos tipos de ofiolita tienen un origen exclusivamente de zona de suprasubducción (SSZ). [14]
Según el modo de aparición, las ofiolitas neoproterozoicas parecen mostrar características tanto de tipo basáltico de la dorsal mesoceánica (MORB) como 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 a arcos (AAO) (El Bahariya, 2018). En conjunto, las ofiolitas investigadas del Desierto Central Oriental (CED) se dividen tanto en ofiolitas de basalto de cuenca MORB/back-arc (BABB) como en ofiolitas SSZ. No están relacionados 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 en el 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 rocas serpentinitas encontradas en brechas de 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] Después de trabajar en estos dos sistemas montañosos, Gustav Steinmann definió lo que más tarde se conoció como la "Trinidad Steinmann": la mezcla de serpentina , diabasa - espilita y pedernal . [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 propio Steinmann interpretó las ofiolitas (la Trinidad) utilizando el concepto de geosinclinal . [18] Sostuvo que las ofiolitas alpinas eran "derrames submarinos que surgían a lo largo de fallas de empuje en el flanco activo de un geosinclinal que se acortaba asimétricamente". [19] La aparente falta de ofiolitas en los Andes peruanos , teorizó Steinmann, se debió 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 iban a ser diferentes a este respecto. [18] En los modelos de Hans Stille un tipo de geosinclinales llamados eugeosinclinales se caracterizaban por producir un "magmatismo inicial" que en algunos casos correspondía a magmatismo ofiolítico. [18]
A medida que la teoría de las placas tectónicas prevaleció en geología [1] y la teoría geosinclinal quedó obsoleta [20], las ofiolitas se interpretaron en el nuevo marco. [1] Fueron reconocidos como fragmentos de la litosfera oceánica , y los diques fueron vistos como el resultado de la tectónica extensional en las dorsales oceánicas . [1] [21] Las rocas plutónicas encontradas en las ofiolitas se entendían como restos de antiguas cámaras de magma. [1]
En 1973, Akiho Miyashiro revolucionó las concepciones comunes sobre 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 calco-alcalinas . [22]
Ejemplos de ofiolitas que han sido influyentes en el estudio de estos cuerpos rocosos son:
