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Palabra de la Semana de geología: O es para Ofiolita-Georneys

agosto 6, 2021 by admin

Shadows over Oman mantle peridotite, enero de 2009.

def. Ofiolita: Una ofiolita es un segmento de la corteza oceánica y del manto tectónicamente expuesto en tierra por obducción (empuje), generalmente cuando una cuenca oceánica se cierra. Una secuencia de ofiolita consiste en rocas oceánicas alteradas de forma variable, incluidos sedimentos marinos, corteza oceánica y parte del manto. El nombre ofiolita significa » piedra de serpiente «de» ophio «(serpiente) y» lithos » (piedra) en griego. La secuencia de rocas lleva el nombre de los minerales de serpentina verde brillante, similar a una serpiente, que se forman en la corteza y el manto oceánicos alterados. Los ofiolitos son raros, pero sin embargo se encuentran en todo el mundo. Se encuentran ofiolitas notables en Chipre, el noroeste de los Estados Unidos, los Alpes, Papúa Nueva Guinea y Omán. Soy geólogo marino, pero a menudo hago trampa y trabajo en tierra. Para uno de mis proyectos de examen general de doctorado, trabajé en rocas de Islandia, que es una parte de la Dorsal Mesoatlántica que se ha acumulado sobre el nivel del mar debido a un punto caliente. Para mi investigación de tesis, estoy trabajando en el Ophiolite de Samail, que se encuentra en Omán y los Emiratos Árabes Unidos y es uno de los ophiolites más grandes, mejor conservados y mejor expuestos del mundo. Para ambos proyectos, estoy estudiando rocas marinas que han sido expuestas en tierra debido a circunstancias inusuales. Aunque tales rocas son anómalas y, por lo tanto, no son analogías perfectas para las rocas del fondo marino promedio, hay grandes ventajas en poder ver, tocar y, si es necesario para identificarlas, probar rocas marinas en el contexto de un afloramiento.

La geología marina tradicional es costosa y difícil. Dado que el fondo oceánico generalmente está cubierto por varios kilómetros de agua, los geólogos marinos no pueden estudiar el fondo oceánico utilizando métodos geológicos tradicionales. Es decir, los geólogos marinos no pueden caminar con sus mapas, martillos y brújulas Brunton y observar la geología de primera mano. En su lugar, los geólogos marinos deben salir en barcos y utilizar métodos remotos para hacer observaciones y muestrear el fondo del océano. Salir en barcos es muy caro, cuesta decenas de miles de dólares por día. Por ejemplo, una de las mejores formas de observar el fondo del océano es descender en un sumergible tripulado de alta mar como Alvin. Sin embargo, los costos de operación de Alvin, incluidos los costos de envío, son de aproximadamente 4 40,000 por día. Esto es increíblemente caro, e incluso Alvin no te permite caminar sobre las rocas con tu Brunton. Como una comparación, un mes de trabajo de campo en Omán cuesta alrededor de $10.000 para mí y un asistente de alrededor de $3,000 para dos de ida y boletos de avión, alrededor de $4.000 para un alquiler de 4 x 4, $500 para el gas, $500 para los alimentos y el agua, tal vez de $500 por un par de noches en un hotel (vamos de campamento, el resto del tiempo), y $1.500 para los suministros y gastos de envío rocas. Por lo tanto, por 1/4 del costo de operar Alvin por un solo día, puedo llevar a cabo un mes de trabajo de campo en rocas marinas expuestas en la Ofiolita Samail. Omán es un país caro, por lo que muchos de estos costos (como el vehículo de alquiler) se reducen cuando se trabaja en otros ofiolitos.

Existen varios métodos remotos para observar la geología del fondo oceánico. La topografía del fondo oceánico se puede mapear desde un barco utilizando batimetría de rayos múltiples (ondas de sonido que rebotan en el fondo del océano para calcular la topografía) o mediante altimetría satelital (utilizando la altura de las olas del océano para buscar anomalías de gravedad e inferir la topografía a continuación). Instrumentos remotos adicionales (a bordo o por satélite) permiten a los geólogos marinos medir propiedades, como el magnetismo y la atracción gravitacional (que pueden proporcionar información sobre la topografía y la densidad) de las rocas marinas. Las ondas sísmicas – fuente pasiva (generada naturalmente por la Tierra, como durante un terremoto) y fuente activa (generada por el hombre, a menudo por una explosión)– se pueden monitorear para aprender sobre la estructura de las rocas marinas. Por ejemplo, la velocidad de las ondas sísmicas a través de varias partes de la corteza y el manto se puede utilizar para inferir la densidad. Las ondas sísmicas viajan más rápido a través de capas más densas (como roca dura como basalto o gabro) y viajan más lentamente a través de capas menos densas (como sedimentos marinos blandos).

También hay varios métodos de muestreo del fondo oceánico. Una de las mejores formas de muestrear el fondo del océano es usar un sumergible de aguas profundas como Alvin, ya que le permite ver exactamente de dónde provienen las rocas que está muestreando. Sin embargo, dado que Alvin y otros sumergibles son tan caros, un método muy común de muestreo del fondo marino es el dragado, básicamente, lanzar una canasta de metal sobre el costado del barco y arrastrarla a lo largo del fondo marino. Esta técnica simple puede ser muy efectiva. Por ejemplo, cuando participé en un crucero de dos meses a lo largo de la cresta del Diecinueve, obtuvimos unos 3.000 kilogramos de rocas mediante dragado. Sin embargo, el dragado solo proporciona un contexto geológico limitado para las muestras y también tiende a recoger rocas superficiales sueltas que pueden o no ser representativas del afloramiento. Por ejemplo, estas rocas pueden haber rodado cuesta abajo desde otros lugares. Otro método de muestreo es la perforación de núcleos del fondo oceánico. Desde finales de la década de 1960, ha habido un esfuerzo global para obtener núcleos del fondo oceánico, en forma de primero el Proyecto de Perforación en Alta Mar, luego el Programa de Perforación Oceánica y, finalmente, el Programa Integrado de Perforación Oceánica. Los núcleos son excelentes porque toman muestras del fondo marino real (no solo de rocas sueltas) y también pueden tomar muestras en lo profundo de la corteza. Sin embargo, como comenté en mi post sobre la litosfera, ningún esfuerzo de perforación oceánica ha logrado alcanzar el límite entre la corteza y el manto. Los núcleos también tienen sus limitaciones. Tienen solo unas pocas pulgadas de diámetro, por lo que solo proporcionan instantáneas de cilindros estrechos de la geología general. Algunos núcleos son bastante profundos, pero otros solo pueden tomar muestras de los pocos metros superiores del fondo del océano. La perforación también consume mucho más tiempo y es más costosa que el dragado.

Debido a que estudiar la geología del fondo oceánico real es tan difícil y costoso, muchos geólogos marinos también trabajan en Islandia, el único lugar donde se puede caminar a lo largo de una cresta media oceánica activa, y en ofiolitas, que son fragmentos de corteza y manto oceánicos que han sido expuestos en tierra debido a circunstancias tectónicas inusuales. La corteza oceánica densa casi siempre se subduce por debajo de la corteza continental más ligera y boyante. Esta es la situación tectónica de placas tradicional que se aprende en las clases introductorias de Ciencias de la Tierra. Sin embargo, en ciertas circunstancias, la corteza oceánica, al menos pequeñas astillas, se puede empujar hacia la tierra. Por ejemplo, esto sucede a menudo cuando las cuencas oceánicas se cierran, particularmente si la corteza oceánica es joven y relativamente caliente y boyante. Astillas de corteza oceánica también pueden ser empujadas a la tierra en un entorno de antebrazo. El antebrazo es el área ubicada entre una zona de subducción y su arco volcánico asociado. La nueva corteza continental a menudo se acumula en ambientes antebrazos, y esta acumulación a menudo incluye pequeños trozos de corteza oceánica.

Como ejemplo, aquí es una versión simplificada de la obduction (overthrust) de la Samail Ophiolite en Omán:

Samail Ophiolite obduction. Corteza continental indicada por cruces, corteza oceánica
por sombreado más oscuro. Figura tomada de Coleman (1981). Haga clic en la figura para verla más grande.

Hay otra razón importante por la que los geólogos marinos a menudo estudian los ofiolitos: Además de exponer la corteza oceánica, los ofiolitos también a menudo exponen una sección del manto subyacente. Dado que los científicos nunca han perforado lo suficientemente profundo en la Tierra para observar el manto, los ofiolitos son importantes porque son lugares donde los geólogos pueden observar grandes secciones de rocas del manto directamente. Los geólogos también pueden estudiar las rocas del manto que se han elevado al fondo marino a través de procesos tectónicos, pero de nuevo todo ese agua dificulta la observación.

A continuación se muestra un mapa que muestra exposiciones globales de rocas del manto (también conocidas como «ultramáficas»). Este mapa está un poco anticuado, ya que fue publicado en 1982. Desde entonces, se han descubierto muchas más exposiciones al manto, particularmente en el fondo del océano. Sin embargo, el mapa le da una buena idea general de dónde en la Tierra se pueden encontrar ofiolitas (líneas en continentes) y dónde se han llevado rocas del manto (puntos y cajas en los océanos) a la superficie del fondo oceánico.

Mapa del mundo que muestra la ubicación de ofiolitos (líneas en continentes) y exposiciones de rocas del manto en el fondo del océano (puntos y cajas en océanos). Figura tomada de Hekinian (1982).Haga clic en la figura para verla más grande.

En la definición anterior, menciono una secuencia de ofiolitas. La secuencia clásica de ofiolita, como la que se encuentra en Omán, es sedimento marino, luego basalto volcánico, luego gabro plutónico (la misma composición química que el basalto, pero cristalizado en profundidad en lugar de en la superficie del fondo del océano), luego manto (principalmente peridotita). A estas capas clásicas de ofiolita se les han dado números que los geólogos marinos usan como mano corta. Los números son:

1 – Sedimento de aguas profundas
2-Basalto
3 – Gabbro
4 – Peridotita

Algunas de estas capas se han diferenciado en subcapas basadas en la densidad y las características de textura:

1 – Sedimento de aguas profundas-sin subdivisión.
2-Basalto-a menudo dividido en A, B y C. La capa 2A representa basalto de lava de almohada superficial, mientras que la 2C representa una zona con diques con láminas, que se enfrían más lentamente y son de composición gabbroica. 2B es una especie de zona de transición. Algunos geólogos simplemente descomponen la capa 2 en 2A (superficie volcánica) y 2B (diques con láminas).
3-Gabro-a menudo dividido en 3A (gabro regular) y 3B (gabro en capas).
Peridotita 4-no suele subdividirse, aunque también hay peridotita regular y en capas.

Capas de corteza oceánica (y manto). Figura modificada de Brown y Mussett (1993) y tomada de my Marine Geology & Notas del curso Geofísica I. Haga clic en la figura para verla más grande.

Durante muchos años, los geólogos marinos basaron su comprensión de la estructura y composición de la corteza y el manto oceánicos en la estructura y composición de los ofiolitos. Ahora, los geólogos marinos entienden que la estructura de la corteza y el manto oceánicos reales a menudo difiere ligeramente de la de los ofiolitos. Por ejemplo, la corteza oceánica y las capas del manto son a menudo más gruesas en el océano real que en los ofiolitos (véase la figura anterior). Sin embargo, los ofiolitos proporcionan excelentes análogos de fácil acceso para la corteza y el manto oceánicos.

A continuación se muestran algunas fotografías de mi propio trabajo de campo en la capa de peridotita de la ofiolita de Samail en Omán. Para mi tesis, estoy estudiando las formas únicas en que la peridotita, que es una roca del manto y no pertenece a la superficie de la Tierra, se altera cuando se eleva a la tierra. En particular, estoy estudiando la formación de minerales carbonatados. Cuando la peridotita se altera, se forman muchos minerales carbonatos (por ejemplo, calcita, dolomita, magnesita). El dióxido de carbono (CO2) de estos carbonatos proviene de la atmósfera. Thus, formation of carbonate minerals in peridotite is a natural process that removes CO2 from the atmosphere and stores this CO2 in solid mineral form.