Aprobación

La apinita es una roca plutónica rica en anfíboles con alta variabilidad geoquímica . Por lo tanto, se considera que las apinitas constituyen una serie de rocas que comprende hornblenditas , meladioritas, dioritas , pero también granodioritas y granitos . Las apinitas se formaron a partir de magmas muy ricos en agua y se presentan en entornos geológicos muy diversos . La región fuente última de estas rocas peculiares es el manto superior , que sufrió alteraciones metasomáticas y geoquímicas antes de fundirse .

La roca appinita recibió su nombre de su localidad tipo, Appin, cerca de Ballachulish, en Escocia . En gaélico escocés, Appin se llamaba originalmente An Appain . Este nombre deriva del irlandés medio apdain o del irlandés antiguo aibit , que significa abadía , en referencia a la antigua abadía de la isla vecina de Lismore .

Bailey y Maufe (1916) definieron appinite originalmente como

Roca ígnea de grano medio a grueso, meso- a melanocrática, que se distingue por sus conspicuos cristales de hornblenda , encerrados en una matriz de plagioclasa ( oligoclasa a andesina ) y/o ortoclasa . El cuarzo suele estar presente, pero también puede estar ausente.

Generalmente, las apinitas son equivalentes plutónicos de lamprófiros calcoalcalinos como la vogesita y la espesartita . ^{[ 1 ]}

Las appinitas —a menudo utilizadas como sinónimo de dioritas de hornblenda— son una serie de rocas ígneas plutónicas o subvolcánicas contemporáneas con composiciones químicas variables, que abarcan desde rocas ígneas ultramáficas hasta félsicas . Se caracterizan en todas sus litologías por la presencia de cristales euhedrales de hornblenda como mineral máfico dominante. La hornblenda aparece principalmente como grandes fenocristales prismáticos , pero también puede encontrarse en la matriz .

Las apinitas superiores presentan texturas muy diversas : estructuras magmáticas planares y lineales, texturas acumulativas e interacumulativas, e incluso estructuras poiquilíticas . También pueden presentarse como pegmatitas máficas y muestran una mezcla frecuente entre magmas máficos y félsicos contemporáneos. A menudo, están contaminadas en diversos grados por las rocas encajantes.

La mayoría de las apinitas cristalizan a partir de una fase gaseosa importante . Esto implica un magma anómalamente rico en agua que incluye componentes tanto del manto como meteóricos . ^{[ 2 ]} Por lo tanto, la serie de apinitas ofrece una oportunidad única para estudiar el papel del agua en la producción y en la historia de cristalización de magmas máficos a félsicos, pero también, de manera más general, en los procesos intrusivos.

Las intrusiones apiníticas poseen una amplia gama de cuerpos plutónicos diferentes y muestran formas de emplazamiento muy diversas. La mayoría de las apinitas preceden a las intrusiones graníticas, pero también pueden aparecer simultáneamente. Esto se observa claramente en el plutón de Ardara, en Donegal . Su emplazamiento suele estar dirigido por la tectónica , especialmente por importantes zonas de cizalla , que potencialmente facilitan el ascenso de los magmas a través de la corteza . ^{[ 3 ]}

En general, las apinitas se presentan como cuerpos intrusivos relativamente pequeños y bastante planos en la corteza terrestre. Su diámetro nunca supera los dos kilómetros, como por ejemplo las apinitas características de Escocia. Las apinitas se elevaron a lo largo de la periferia de plutones graníticos y suelen estar asociadas a fallas importantes y profundas, a través de las cuales ascendieron a niveles corticales superiores.

Con frecuencia, los appinitas —y también los appinitas escoceses— se asocian con la subducción activa , la formación de granitoides y la finalización de la subducción por la ruptura de la placa . En el caso de los appinitas escoceses, se cree que se formaron únicamente cuando el océano Iapetus se cerró debido a la colisión continental entre el margen continental meridional de Laurentia y el lado noroccidental de Avalonia Oriental , y una vez que cesó la subducción dentro de Iapetus.

Sin embargo, estudios geocronológicos más recientes parecen indicar que la relación entre la subducción, la formación de apinitas y el magmatismo granítico implica un proceso bastante prolongado.

También se cree que el componente máfico de las apinitas solo pudo formarse una vez que la placa subductora se rompió, permitiendo que el material astenosférico caliente fluyera a través del hueco. El calor adicional de la astenosfera inició magmas que contenían componentes del manto juvenil, pero también componentes del manto litosférico subcontinental ( SCLM ). Además, los magmas muestran afinidades con las shoshonitas . Los componentes félsicos de las apinitas están conectados a grandes batolitos , siendo la cristalización fraccionada el principal proceso petrogenético. La asimilación de las rocas encajantes fue prácticamente insignificante.

Los appinitas se encuentran prácticamente en todo el mundo. Cronológicamente, los appinitas más antiguos tienen 2700 millones de años ( era neoarcaica ); los más jóvenes son del Holoceno . Los appinitas neoarcaicos están genéticamente asociados con sanukitoides contemporáneos . Esto se suele considerar prueba de la existencia de tectónica de placas en esa época.

Además de la localidad tipo en los caledónides escoceses (dentro del terreno de las Tierras Altas Centrales o terreno grampiano ), también se encuentran apinitas en Irlanda dentro y en las proximidades del batolito de Donegal , especialmente en asociación con el plutón de Ardara, pero también dentro del granito de Leinster ^{[ 4 ]} y dentro del batolito de granito de Galway . ^{[ 5 ]}

Todas estas apinitas tienen edades del Silúrico . Otros yacimientos en Escocia se encuentran cerca de Loch Lomond y en el centro de Sutherland , que ya pertenece al terreno de las Tierras Altas del Norte . Las apinitas en el terreno de las Tierras Altas del Norte están asociadas principalmente con el complejo de Ratagain , el granito de Rogart y el granito de Strontian . ^{[ 6 ]} Las apinitas del granito de Rogart y del granito de Strontian también tienen edades del Silúrico y tienen entre 425 y 420 millones de años.

Hasta ahora, las apinitas más antiguas conocidas provienen del norte de Michigan . Se remontan a unos 2700 millones de años y pertenecen al Complejo Norte , un cinturón de rocas verdes a lo largo del borde sur del cratón Superior . ^{[ 7 ]}

Se han encontrado apinitas bastante antiguas en Canadá , por ejemplo, en el gabro de hornblenda de Frog Lake, situado dentro del terreno de Avalon del Neoproterozoico tardío en Nueva Escocia . ^{[ 8 ]} La diorita de Wamsutta en las Montañas Blancas de Nuevo Hampshire también presenta similitudes con las apinitas. Esta diorita tiene 408 millones de años y pertenece a la Orogenia Acadiana . ^{[ 9 ]}

Las apinitas más jóvenes del Carbonífero aparecen cerca de Puebla de Sanabria en los Variscides del noroeste de España . ^{[ 10 ]} También se encuentran en el batolito de Ávila . ^{[ 11 ]} Entre los yacimientos variscos, las apinitas a menudo reciben nombres locales como Durbachitas (en la Selva Negra ), Redwitzitas (en el Fichtelgebirge ), Vaugneritas (en el Macizo Central francés ), ^{[ 12 ]} y a veces también se ocultan bajo el epígrafe Granitoides de alto Ba Sr (un ejemplo es el Granito de Rogart en Escocia).

También se pueden encontrar apinitas variscas en los Alpes del Sur del norte de Italia . Allí se asocian con la Serie dei Laghi del Pérmico , una serie de rocas de gabros y granitos. ^{[ 13 ]} La edad de estas apinitas italianas es de aproximadamente 285 millones de años.

En Asia , se sabe que los appinitas ocurren en China y en el Tíbet .

En China, los apinitos aparecen en el Plutón Datong del Ordovícico Superior (495 - 452 millones de años) del Kunlun Occidental . ^{[ 14 ]} y nuevamente en el Plutón Laocheng del Triásico del Qinling . ^{[ 15 ]} Durante el Pérmico Superior, los apinitos se formaron a lo largo del borde norte del Cratón del Norte de China (en el noroeste de Liaoning ) y durante el Triásico en Heilongjiang (cerca de Duobaoshan ), que también pertenece al Cratón del Norte de China.

En el Himalaya tibetano, se encuentran acumulaciones de apinitas en el batolito de Gangdese del terreno de Lhasa . Estas apinitas se formaron durante el Triásico Superior y tienen entre 220 y 213 millones de años. ^{[ 16 ]} Otra asociación de apinitas en el Tíbet se encuentra cerca de Pengcuolin, al noroeste de Xigazê . Pertenece al terreno de Lhasa meridional y tiene solo 51 millones de años, es decir, del Ypresiense ( Eoceno ). ^{[ 17 ]}

Ejemplos muy recientes de apinitas provienen de Irán , como las apinitas del Plutón Baneh en los Zagros . Estas apinitas tienen 40 millones de años y se originan en el Eoceno Medio. Marcan la Zona de Sutura de los Zagros . ^{[ 18 ]} Casi al mismo tiempo, también se formaron apinitas cerca de Sardasht, más al noroeste. ^{[ 19 ]}

Las appinitas se componen principalmente de anfíbol (hornblenda) que constituye entre el 50 y el 80 % en volumen. La plagioclasa rica en anortita con An _50-70 alcanza aproximadamente el 20 % en volumen  . El resto está formado por clinopiroxeno (5 a 15 % en volumen  ) y olivino (5 a 10 % en volumen  ). También se encuentran biotita y flogopita ocasionalmente . En las appinitas más félsicas aparecen feldespato alcalino y cuarzo . Entre los minerales accesorios se encuentran esfena , ilmenita , circón y apatito . La allanita puede encontrarse en los miembros más félsicos.

Un hallazgo especial es la presencia de mirmekita en un apinito de la Serie dei Laghi italiana , lo que indica alteraciones metasomáticas.

Entre los anfíboles (principalmente anfíboles marrones, pero también algunos verdosos) se pueden diferenciar dos poblaciones con alto y bajo contenido de aluminio . La tschermakita y la magnesiohastingsita son ricas en aluminio, mientras que la magnesiohornblenda contiene mucho menos. La plagioclasa también se puede subdividir en dos grupos: uno rico en anortita con An _80-88 y otro pobre en anortita con An _36-52 . La plagioclasa con un alto componente de anortita está rodeada de anfíboles o cubierta por plagioclasas con un bajo componente de anortita. Por lo tanto, se puede suponer que la plagioclasa cristalizó antes que el anfíbol. El tamaño de grano de los anfíboles varía de 2 milímetros a varios centímetros.

La plagioclasa, el olivino y el clinopiroxeno se depositaron como cúmulos , mientras que los anfíboles crecieron posteriormente como cristales intercumulados que también pueden mostrar texturas de corona .

La composición geoquímica de las apinitas es principalmente calcoalcalina, a veces shoshonítica y raramente toleítica. Por lo tanto, las apinitas se asemejan a las shoshonitas, las lamprófiras shoshoníticas , ^{[ 23 ]} pero también a las andesitas magnésicas, ^{[ 24 ]} sanukitoides, adakitas y rocas TTG ( tonalitas , trondhjemitas y granodioritas). Las TTG aparecen especialmente en el Arcaico tardío y durante el Paleoproterozoico . ^{[ 25 ]}

Las apinitas del oeste de Escocia y del noroeste de Irlanda se originaron a partir de un magma basáltico rico en gases. Los yacimientos cercanos a Ballachulish son calcoalcalinos y pertenecen al tipo de alto contenido en potasio. Están evolucionando hacia condiciones más continentales. En contraste, las apinitas de Ardara muestran transiciones de calcoalcalinas a toleíticas, y por lo tanto estaban evolucionando hacia rocas de arco insular. Las apinitas de Loch Lomond son intermedias entre ambos tipos y son rocas calcoalcalinas comunes.

En las apinitas de Ballachulish, el olivino aparece en el liquidus a una profundidad de entre 70 y 80 kilómetros, desde donde ascendió a los dominios corticales suprayacentes. Su ascenso se vio obstaculizado por complicaciones estructurales causadas por las rocas plegadas del Supergrupo Dalradiano . Posteriormente, se produjeron nuevas cristalizaciones bajo temperaturas descendentes y presiones de gas bastante variables, provocadas por explosiones en chimeneas subvolcánicas .

Primero cristalizó el olivino, luego el clinopiroxeno , el anfíbol, la mica y la plagioclasa, creando una serie de rocas progresivas que abarcan composiciones ultramáficas a félsicas. ^{[ 26 ]}

Estudios experimentales y teóricos demuestran que, al aumentar la presión del agua, el campo de estabilidad de la hornblenda se expande, restringiendo los campos de estabilidad del olivino y el clinopiroxeno. Las texturas características de las apinitas indican un rápido crecimiento cristalino. Estos estudios también respaldan la reducción de la viscosidad del fundido , lo que permite un transporte más eficaz de los iones hacia los sitios de crecimiento mineral.

Se estima que la región de origen general de los magmas apiníticos se sitúa a unos 40 kilómetros de profundidad, justo debajo de la base de la corteza continental . Desde allí, los magmas ascendieron y finalmente se detuvieron a unos 15 kilómetros de profundidad en los niveles superiores de la corteza.

Los magmas apiníticos basálticos portadores de agua probablemente derivan de fuentes máficas subyacentes con distintos grados de fraccionamiento. Lo más probable es que se originaran por procesos de subducción. Desde el interior del manto litosférico subcontinental, ascendieron a la zona MASH (acrónimo de Fusión, Asimilación, Almacenamiento y Homogeneización ), justo por encima de la discontinuidad de Moho . Allí, generaron abundantes magmas graníticos mediante procesos de fusión parcial.

Se supone que, una vez finalizada la subducción, los magmas acuosos ascendieron desde la región subyacente hacia los niveles corticales medio y superior, con una profundidad intrusiva superior de 15 kilómetros (lo que corresponde a una presión de 0,3 a 0,6 GPa o de 3 a 6 kilobares). Allí, los magmas se estancaron, se diferenciaron y cristalizaron en condiciones de saturación de agua.

Los magmas graníticos también ascendieron de forma pulsante, aprovechando estructuras en las rocas huésped orientadas favorablemente al campo de esfuerzos local, lo que facilitó su ascenso. Sin embargo, pulsos máficos posteriores se vieron obstaculizados en su ascenso por cuerpos graníticos ya cristalizados y estructuralmente más elevados, que actuaron como barreras reológicas . Aun así, los magmas apiníticos lograron sortear estas barreras utilizando como vías de ascenso fallas profundas a lo largo de los bordes de los granitoides. Según este modelo, las apinitas proporcionan un vínculo directo con la subducción máfica. Sus componentes máficos también ofrecen información sobre la formación de batolitos graníticos y, en general, sobre el proceso de crecimiento cortical bajo los arcos insulares.

La fusión de las apinitas fue provocada por la intrusión de material astenosférico caliente y menos viscoso. Esta intrusión se debió a la ruptura de la placa tras la colisión de terrenos o a una colisión continental directa. Otra posibilidad es la apertura de una ventana en la placa , resultante de la colisión de una dorsal oceánica con una zona de subducción.

Los magmas máficos de appinita pueden contener un componente juvenil. Sin embargo, los isótopos de neodimio indican la participación de un componente adicional del manto litosférico subcontinental (SCLM). Con frecuencia, este componente SCLM había sido metasomatizado previamente por fluidos y magmas calientes. Posteriormente, este componente del manto litosférico subcontinental fue depositado por otros magmas máficos durante la subducción. Por lo tanto, la composición de los magmas máficos iniciales puede ser bastante variable en el caso de las appinitas. Esto explica por qué ciertas series de appinitas presentan composiciones calcoalcalinas y otras toleíticas, diferenciándose así de la localidad tipo shoshonítica.

Se cree que algunos magmas de apinita félsica se formaron por anatexia , y no por cristalización fraccionada.

La descripción general se centra en el ejemplo de la apinita de Pengcuolin en el terreno tibetano de Lhasa. En este caso, se supone que la región fuente se encuentra directamente sobre la corteza oceánica del dominio de Neotetis , que subduce hacia el norte bajo la meseta tibetana , es decir, Eurasia . La presión en la región fuente se estima en 3,6 GPa, lo que corresponde a una profundidad de 120 kilómetros. Esto es bastante profundo si se considera el valor mencionado anteriormente de 80 kilómetros. Una explicación es, por supuesto, el engrosamiento de la corteza causado por la colisión continental entre la India y Eurasia.

Las rocas del manto subcontinental eran de composición lherzolítica , más concretamente, una lherzolita olivínica .

Las temperaturas se estimaron en unos relativamente bajos 800  °C debido a la corteza oceánica subducida. La lherzolita subcontinental suprayacente fue infundida por fluidos que ascendían desde la placa, se hidrató y, por lo tanto, se metasomatizó. El material astenosférico entrante proporcionó además calor a la lherzolita que ascendía lentamente, principalmente a lo largo de zonas de fractura tectónicas profundas. A una presión de 2,7 GPa o 90 kilómetros de profundidad, la lherzolita había alcanzado una temperatura de 1329  °C y comenzó a fundirse. El magma primario ascendió con bastante rapidez a lo largo de fallas dentro del manto subcontinental. Habiendo atravesado la MOHO y llegado a 27 kilómetros de profundidad (correspondiente a una presión de 0,8 GPa), el fundido se acumuló en una primera cámara magmática . La plagioclasa rica en anortita comenzó a cristalizar y el olivino más el piroxeno se fraccionaron. Este magma apinítico rico en anortita continuó ascendiendo a través de la corteza inferior y se estancó nuevamente a 16 kilómetros de profundidad (o a 0,5 GPa). Mientras tanto, se había enfriado hasta poco más de 800  °C y comenzó a cristalizar anfíbol rico en aluminio y plagioclasa empobrecida en anortita. El último lote de magma apinítico finalmente se detuvo en la corteza superior a una profundidad de 10 kilómetros (o 0,3 GPa). Los últimos cristales en sedimentarse fueron anfíbol pobre en aluminio y plagioclasa pobre en anortita.

El calor y el agua adicional contribuyeron en la primera cámara magmática a 27 kilómetros de profundidad a la formación de magmas félsicos, que ascendieron a la corteza superior y se intruyeron como plutones graníticos. Por lo tanto, los granitoides asociados deben su existencia al aporte de calor de las apinitas, que permitió la fusión anatéctica del material de la corteza inferior. En consecuencia, las apinitas pueden considerarse precursoras de los granitoides colisionales.

• Hamidullah, S. (1983). Estudios petrogenéticos de la suite appinita del oeste de Escocia . Tesis de maestría, Universidad de Glasgow.
• Murphy, J. Brendan (2013). "Suites de apinita: Un registro del papel del agua en la génesis, transporte, emplazamiento y cristalización del magma". Earth-Science Reviews . 119 : 35–59 . Bibcode : 2013ESRv..119...35M . doi : 10.1016/j.earscirev.2013.02.002 .
• Murphy, J. Brendan; Nance, Damian; Gabler, Logan B.; Martell, Alexandra; Archibald, Douglas A. (2019). "Edad, geoquímica y origen de los plutones de Ardara Appinite, noroeste de Donegal, Irlanda". Geoscience Canada . 46 (1): 31– 48. doi : 10.12789/geocanj.2019.46.144 .
• Murphy, J. Brendan (2020). "Suites de apinitas y su relación genética con batolitos granitoides voluminosos contemporáneos". International Geology Review . 62, n. 6 (6): 683– 713. Bibcode : 2020IGRv...62..683M . doi : 10.1080/00206814.2019.1630859 .
• Murphy, J. Brendan; Collins, William J.; Archibald, Donnelly B. (2022). "Medallista Logan 7. Complejos de apinita, batolitos granitoides y crecimiento cortical: un modelo conceptual" . Geoscience Canada . 49 ( 3–4 ): 237–249 . doi : 10.12789/geocanj.2022.49.191 .
• Pitcher, Wallace Spencer (1997). La naturaleza y el origen del granito . Chapman and Hall. ISBN 0-412-75860-1.
• Yarr, Timothy Roderick (1991). Estudio petrológico de la suite de apinitas asociada al plutón de Ardara, condado de Donegal, Irlanda . Tesis de maestría, Universidad de St Andrews.